hoja Puerto Coig Santa Cruz - repositorio.segemar.gov.ar

Boletin Nº 393Buenos Aires - 2011

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

ISSN 0328-2333

Hojas Geológicas 5169-I y 5169-IIPuerto Coig y Puerto Santa Cruz

Provincia de Santa Cruz

Liliana E. Sacomani y José Luis Panza

Minería: Hugo Pezzuchi y Cayetano Parisi

Petróleo y gas: Guillermo Pichersky

Supervisión: Mario Franchi

1:250.0001:250.000

La isla Monte León, formada por sedimentitas marinas de la formación homónima. Sus orillas son abruptos acantilados activosy está separada del continente por una restinga, que queda al descubierto durante las bajas mareas.

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hojas Geológicas 5169-I y 5169-II

Puerto Coig y Puerto Santa CruzProvincia de Santa Cruz

Liliana E. Sacomani y José Luis Panza

Minería: Hugo Pezzuchi y Cayetano Parisi

Petróleo y gas: Guillermo Pichersky*

Supervisión: Mario Franchi

* Consultor privado

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 393Buenos Aires - 2012

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

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INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

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SACOMANI L.E. , J.L. PANZA, H. PEZZUCHI, C. PARISI y G.PICHERSKY, 2012. Hojas Geológicas 5169-I y 5169-II, Puerto Coig yPuerto Santa Cruz, provincia de Santa Cruz. Instituto de Geología y Recur-sos Minerales. Servicio Geológico Minero Argentino, Boletín 392, 133 p.Buenos Aires.

Referencia bibliográfica

CONTENIDO

RESUMEN ........................................................................................................ 1ABSTRACT ........................................................................................................ 1

1. INTRODUCCIÓN ........................................................................................................ 3Ubicación de las Hojas y área que abarcan ......................................................................... 3Naturaleza del trabajo ........................................................................................................ 3Investigaciones anteriores .................................................................................................... 4

2. ESTRATIGRAFÍA ........................................................................................................ 5Relaciones generales ............................................................................................. 5

2.1. CENOZOICO ........................................................................................................ 52.1.1. Paleógeno - Neógeno ........................................................................................................ 52.1.1.1. Oligoceno superior a Mioceno inferior ......................................................................... 5

«Patagoniano»- Formación Monte León ........................................................ 52.1.2. Neógeno ........................................................................................................ 292.1.2.1. Mioceno ........................................................................................................ 292.1.2.1.1. Mioceno inferior a medio ....................................................................................... 29

Formación Santa Cruz .................................................................................... 292.1.2.1.2. Mioceno superior ................................................................................................... 52

Depósitos de gravas aterrazadas cenozoicas-niveles de agradaciónpedemontana ................................................................................................... 52Depósitos del Primer Nivel de agradación pedemontana:Formación Pampa Alta ................................................................................... 52Depósitos del Nivel II de agradación pedemontana ....................................... 55

2.1.2.2. Plioceno ........................................................................................................ 592.1.2.2.1. Plioceno inferior ..................................................................................................... 59

Depósitos del Nivel III de agradación pedemontana ...................................... 592.1.2.2.2. Plioceno inferior alto a superior ............................................................................. 60

Depósitos fluviales aterrazados del río Santa Cruz (niveles I, II y III) ........... 61Depósitos fluviales aterrazados del tramo inferior del río Chico (Nivel I) ...... 63

2.1.3. Neógeno Superior - Cuaternario .......................................................................................... 642.1.3.1. Plioceno superior - Pleistoceno inferior ........................................................................ 64

Basalto Laguna Barrosa ................................................................................. 642.1.4. Cuaternario ........................................................................................................ 682.1.4.1. Pleistoceno ........................................................................................................ 68

Depósitos fluviales aterrazados del río Santa Cruz (niveles IV, V y VI) ........ 68Depósitos fluviales aterrazados del sistema del río Coig (Coyle)(niveles IV y VI) ............................................................................................ 71Depósitos fluviales aterrazados del tramo inferior del río Chico(niveles II y III) .............................................................................................. 72Depósitos marinos aterrazados y de cordones litorales antiguos (Nivel I) ..... 73

2.1.4.2. Pleistoceno - Holoceno ................................................................................................. 74Depósitos fluviales aterrazados del sistema del río Santa Cruz(niveles VII y VIII) ........................................................................................ 74Depósitos de antiguas playas y cordones litorales lacustres ........................... 76

2.1.4.3. Holoceno ........................................................................................................ 76Depósitos marinos aterrazados y de cordones litorales antiguos(niveles II y III) .............................................................................................. 76Depósitos que cubren niveles de pedimentos ................................................. 81Depósitos de planicies aluviales ...................................................................... 82Depósitos de conos aluviales .......................................................................... 82Sedimentos finos de bajos y lagunas ............................................................... 82Depósitos eólicos ............................................................................................ 83Depósitos de cordones litorales marinos y playas actuales ............................ 83Depósitos finos de planicie de marea (antiguos y actuales) ........................... 84Material de derrumbes y deslizamientos ......................................................... 87Depósitos aluviales y coluviales indiferenciados ............................................. 87

3. ESTRUCTURA ........................................................................................................ 873.1. FASES DIASTRÓFICAS ........................................................................................................ 873.2. DESCRIPCIÓN DE LA ESTRUCTURA ................................................................................. 883.3. INTERPRETACIÓN DE LA ESTRUCTURA.......................................................................... 88

4. GEOMORFOLOGÍA ........................................................................................................ 904.1 SÍNTESIS FISIOGRÁFICA ....................................................................................................... 904.2 ANÁLISIS GEOMORFOLÓGICO ........................................................................................... 924.2.1. Relieve donde la acción fluvial es dominante ....................................................................... 92

Valles de los ríos Santa Cruz y Coig ............................................................... 92Terrazas fluviales del río Santa Cruz .............................................................. 94Terrazas fluviales del río Chico (niveles I,II, y III)Evolución de los cursos a partir del Neógeno ................................................. 96Terrazas fluviales del río Coig (niveles IV y VI) ............................................ 97Relieve de planicies estructurales (mesillas) con áreas de badlands ensedimentitas marinas paleógeno - neógenas ................................................... 97Relieve de pedimentos con áreas de badlands en sedimentitascontinentales neógenas ................................................................................... 97

4.2.2. Sector costanero ........................................................................................................ 984.2.3. Relieve mesetiforme ........................................................................................................ 1014.2.4. Relieve volcánico ........................................................................................................ 1024.2.5. Relieve de depresiones endorreicas ..................................................................................... 103

5. HISTORIA GEOLÓGICA ........................................................................................................ 104

6. RECURSOS MINERALES ........................................................................................................ 1066.1. Depósitos de minerales industriales ............................................................................................. 1066.2. Combustibles sólidos ........................................................................................................ 1086.3. Petróleo y gas ........................................................................................................ 110

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ......................................................................................... 122

BIBLIOGRAFÍA ........................................................................................................ 127

Puerto Coig y Puerto Santa Cruz 1

RESUMEN

Las Hojas 5169-I, Puerto Coig y 5169-II, Puerto Santa Cruz están ubicadas en la región centro - australde la provincia de Santa Cruz y forman parte de la porción extraandina de la Cuenca Austral o Magallánica.

El principal núcleo poblacional es la localidad de Puerto Santa Cruz, cabecera del departamento CorpenAike, con un total de 3500 habitantes. La actividad económica más importante es la extracción de petróleo ygas y también se destaca la cría de ovinos.

Las rocas más antiguas aflorantes son las sedimentitas marinas de la Formación Monte León, del Oligo-ceno superior más alto al Mioceno más bajo.

El Neógeno continúa con las sedimentitas y piroclastitas continentales de la Formación Santa Cruz, delMioceno inferior a medio, y con los depósitos psefíticos de agradación pedemontana del Nivel I (FormaciónPampa Alta) y del Nivel II, ambos del Mioceno superior.

Depósitos de otro nivel de agradación pedemontana (Nivel III), del Plioceno inferior, cubren en discor-dancia erosiva a algunas de las unidades anteriores, y son cubiertos por el Basalto Laguna Barrosa, delPlioceno superior a quizás el Pleistoceno bajo.

Un complejo sistema de depósitos fluviales se depositó, entre el Plioceno inferior y el Pleistoceno -Holoceno, en los valles de los ríos Chico, Santa Cruz y Coyle.

Al Pleistoceno y Holoceno se asignan niveles de antiguas playas marinas, depósitos fluviales y de cordo-nes litorales y playas lacustres, así como depósitos aluviales, marinos de playas y de planicies de mareas, decobertura de pedimentos, eólicos, de bajos y de remoción en masa.

La comarca está caracterizada por una estructura tabular en la que las distintas unidades del Cenozoicomantienen una disposición esencialmente subhorizontal.

Predomina la acción fluvial como modeladora del paisaje en las áreas continentales, así como la erosiónmarina a todo lo largo de la costa atlántica y la acumulación marina en los estuarios (rías) de los ríos SantaCruz y Coig. Localmente son también importantes las formas y efectos producidos por la actividad volcánica,la acción eólica y la remoción en masa.

La actividad minera en la comarca se restringe a la extracción de áridos (gravas y arenas) en variascanteras, y de cloruro de sodio en una única salina. La explotación de hidrocarburos (petróleo y gas) es muyintensa, en yacimientos como Laguna Los Capones, Estancia La Maggie, Campo Bremen, Ototel Aike, LaTehuelche, La Carmen y otros.

Se encuentran en la comarca algunos sitios de interés geológico entre los que pueden citarse los acanti-lados marinos en el Parque Nacional Monte León y los estuarios (rías) de los ríos Santa Cruz y Coig.

ABSTRACT

The Geological Sheets 5169-I, Puerto Coig and 5169-II, Puerto Santa Cruz are located in the central -south region of Santa Cruz Province and are part of the Extra-Andean portion of the Austral or MagallanesBasin.

The main population center is the town of Puerto Santa Cruz, head of the department Corpen Aike, witha total of 3,500 inhabitants. The most important economic activity is oil and gas extraction, followed by sheepfarming.

The oldest outcropping rocks are marine sedimentites of the Monte León Formation, from the UppermostOligocene to the Lowermost Miocene.

The Neogene continues with sedimentites and continental pyroclastites of the Santa Cruz Formation,from Lower to Middle Miocene, and with psephitic deposits of piedmont aggradation of Level I (Pampa AltaFormation) and Level II, both from the Upper Miocene.

Deposits of another piedmont aggradational level (Level III), from the Lower Pliocene, unconformablyand erosively overlie some of the previous units and are overlain by the Laguna Barrosa Basalt, from theUpper Pliocene to maybe the Lower Pleistocene.

A complex system of fluvial deposits was accumulated between the Lower Pliocene and the Pleistocene- Holocene, in the valleys of the rivers Chico, Santa Cruz and Coyle.

2 Hojas Geológicas 5169-I y 5169-II

Pediment development, three levels of raised gravel beaches, and fluvial, eolian, marine (beaches andtidal flats) and mass wasting deposits are attributed to the Pleistocene - Holocene.

The region is characterized by a tabular structure in which the different Cenozoic units have an essentiallysub horizontal layout.

There is a prevailing fluvial action in continental areas as well as coastal erosion all along the Atlanticcoast and marine accumulation in estuaries (rias) of Santa Cruz and Coig rivers. At a local level, the formsand effects produced by volcanic activity, wind action and mass wasting are also quite important.

Mining in the region is restricted to the extraction of aggregates (gravel and sand) in several quarries, andsodium chloride in a single salt field. The exploitation of hydrocarbons (oil and gas) is very intense in placeslike Laguna Los Capones, Estancia La Maggie, Campo Bremen, Ototel Aike, La Tehuelche, La Carmen andothers.

In the region there are some sites of geological interest among which the sea cliffs of Parque NacionalMonte León and the estuaries (rias) of Santa Cruz and Coig rivers can be cited.


1. INTRODUCCIÓN

UBICACIÓN DE LAS HOJAS YÁREA QUE ABARCAN

Las Hojas 5169-I, Puerto Coig y 5169-II, Puer-to Santa Cruz están ubicadas en la región sur orien-tal de la provincia de Santa Cruz y abarcan parte delos departamentos Corpen Aike y Güer Aike (Fig.1). El área que ocupan está delimitada por los para-lelos de 50° y 51° de latitud sur y los meridianos 67º30’ y 70° 30' de longitud oeste. Comprende a lasHojas a escala 1:200.000 de la antigua subdivisióndel Mapa Geológico - Económico de la RepúblicaArgentina: 58e, Estancia La Confianza, 58f, PuertoSanta Cruz y, 59e, Puerto Coig, y las mitades orien-tales de las Hojas 58d, Gendarme Barreto y 59d,Las Tres Lagunas.

La superficie total es de unos 13.110 km2, co-rrespondiendo 11.431 km2 a la Hoja Puerto Coig, y1.680 km2 a Puerto Santa Cruz.

NATURALEZA DEL TRABAJO

Las Hojas han sido confeccionadas siguiendo lasnormas para la realización y presentación de HojasGeológicas del Programa Nacional de Cartas Geo-lógicas de la Argentina a escala 1:250.000, del Insti-tuto de Geología y Recursos Minerales (I.G.R.M.).

Para la elaboración de los mapas de las HojasPuerto Coig y Puerto Santa Cruz se contó solamen-te con la información geológica obtenida de los ma-pas provinciales de compilación, como los efectua-dos para el Servicio Geológico Nacional por Panzaet al. (1994 y 2002).

En su conjunto, el trabajo de campo fue llevadoa cabo en dos rápidas campañas; la primera en par-te de los meses de marzo y abril de 2004 y la segun-da recién en abril y mayo de 2007.

El levantamiento fue de carácter expeditivo, rea-lizándose perfiles de detalle en los casos que así lorequirieran y muestreo sistemático de las rocas delas distintas unidades. El recorrido se hizo con vehí-

Figura 1. Mapa de ubicación de las Hojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz.


culo automotor en aquellos lugares accesibles, mien-tras que en unas pocas zonas quebradas, sin cami-nos, se efectuó a lomo de caballo.

Durante los trabajos de campo se contó con fo-tografías aéreas a escala 1:20.000 y 1:60.000 y conmapas a escala 1:100.000 del Instituto GeográficoMilitar, así como con algunos mosaicos a la mismaescala, procesados por el sector Sensores Remotosdel Instituto de Geología y Recursos Minerales a partirde imágenes satelitales LANDSAT.

Los microfósiles marinos fueron estudiados porNorberto Malumián y Carolina Náñez y los megafó-siles marinos por María Fernanda Rodríguez.

INVESTIGACIONES ANTERIORES

La mayoría de las primeras expediciones geoló-gicas realizadas en la Patagonia recorrieron la co-marca abarcada por las Hojas en estudio. La prime-ra registrada fue la de Darwin (1846), autor que re-conoció la costa entre Puerto San Julián y la ría deSanta Cruz, coleccionando numerosos megafósilesmarinos de la Formación Monte León.

Carlos Ameghino (1890) efectuó varios viajes ala Patagonia austral, en los que hizo observacionesgeológicas en los acantilados costeros entre las ríasde Santa Cruz y Coig, y en ambas márgenes del ríoSanta Cruz desde su desembocadura hasta su naci-miento en el lago Argentino. En estos viajes colec-cionó gran cantidad de fósiles de mamíferos de laFormación Santa Cruz, en gran parte estudiados ydescriptos por su hermano Florentino Ameghino(1887, 1889), quién también aportó numerosas refe-rencias sobre la geología de la comarca en sus tra-bajos de 1898, 1902 y 1906.

En 1893, Alcides Mercerat, por cuenta del Mu-seo de La Plata, hizo observaciones geológicas ypaleontológicas en la costa patagónica desde PuertoSanta Cruz al sur, reseñadas en breves contribucio-nes (Mercerat, 1893a y b, 1896, 1897).

Tournouër (1903), en su viaje a la Patagonia,recolectó fósiles en las localidades de Monte León yel río Coyle.

John Bell Hatcher (1900, 1903) dirigió tres expedi-ciones paleontológicas de la Universidad de Princeton,de las cuales la primera, y fundamentalmente la terce-ra, tuvieron lugar en las localidades de la costa entrePuerto Santa Cruz y Río Gallegos, con importantes re-colecciones de restos de vertebrados de la FormaciónSanta Cruz. Significativas referencias sobre la comar-ca se encuentran fundamentalmente en Feruglio (1938,1949-50) y Windhausen (1931).

Entre los estudios paleontológicos y micropa-leontológicos de fósiles hallados en las sedimentitasmarinas de la Formación Monte León en los clási-cos perfiles de los montes Entrada, León y Obser-vación, pueden mencionarse, entre otros, los deBecker (1964), Bertels (1975, 1978) y Náñez (1989,1990). Con respecto a la abundante e importantefauna de mamíferos fósiles de la Formación SantaCruz, se destacan, entre otros, trabajos como los deBordas (1941), además de las fundamentales con-tribuciones de Florentino Ameghino.

Una de las primeras perforaciones exploratoriasen búsqueda de hidrocarburos realizada en la déca-da de 1930 por Yacimientos Petrolíferos fiscales enla Cuenca Austral fue el pozo Santa Cruz-1 (YPF-SC1), situado a pocos kilómetros al norte del enton-ces poblado de Puerto Coig. El posterior estudio delos testigos y cutting dio lugar a numerosas contri-buciones pioneras en la estratigrafía y en lamicropaleontología de la cuenca, como los de Riggi(1969), Malumián et al. (1971), Caramés y Malumián(2000).

La empresa estatal Yacimientos CarboníferosFiscales llevó a cabo tareas exploratorias en buscade depósitos de carbón, efectuando varias perfora-ciones en la desembocadura del río Coig (Luna,1978) y en el valle inferior del río Santa Cruz (Luna,1979). Los hallazgos fueron sintetizados por Carri-zo (2002).

Información geotécnica ha sido elaborada a raízde la ubicación en la comarca del sitio de emplaza-miento de la futura presa hidroeléctrica LaBarrancosa. Una síntesis de la misma se encuentraen Turazzini (2002).

Como parte de los levantamientos regionalesencarados por el Servicio Geológico Minero Argen-tino (SEGEMAR), se tienen en áreas vecinas al nortey noroeste los informes de las Hojas Geológicas aescala 1:250.000 4969-IV, Puerto San Julián, 4969-III, Laguna Grande y 4972-IV, Tres Lagos, ejecuta-das por Panza e Irigoyen (1995), Panza et al. (2005)y Cobos et al. (2009), respectivamente.

La geología y la geomorfología del Parque Na-cional Monte León, recientemente creado en 2004,fue realizada por Codignotto y Ercolano (2006) ypor Sacomani et al. (2008).

Como se puede advertir en esta síntesis, en estaregión prácticamente no hubo trabajos de levanta-mientos geológicos regionales, ya que la gran mayo-ría tuvieron como objetivo la descripción y análisisdel contenido faunístico de las unidades marinas ycontinentales terciarias.


2. ESTRATIGRAFÍA

RELACIONES GENERALES

Las Hojas 4969-I, Puerto Coig y 4969-II, Puer-to Santa Cruz están ubicadas en el sector nor-orien-tal de la provincia geológica conocida como CuencaAustral o Magallánica, cuenca pericratónica carac-terizada por una marcada subsidencia, que contras-ta con el comportamiento temporalmente positivo yrígido del Macizo del Deseado, que conforma suborde nororiental en áreas vecinas y en el subsuelode la Hoja.

La evolución y la estructura de la Cuenca Aus-tral son el resultado de una serie de ciclos diastrófi-cos que, con mayor o menor intensidad, han ocurri-do durante gran parte del Mesozoico y Cenozoico,ligados al desarrollo orogénico de la Cordillera Pata-gónica Austral y a la evolución de la dorsal meso-oceánica a partir de la separación de América delSur y África, con la consiguiente apertura del Atlán-tico Sur.

La geología de la Hoja y las relaciones estructu-rales de las distintas unidades aflorantes en la mismason sencillas y se han esquematizado en el cuadro 1.

Las rocas más antiguas corresponden a los de-pósitos marinos (areniscas, pelitas y coquinas) de laFormación Monte León, del Oligoceno superior altoal Mioceno inferior más bajo, cuya base no se en-cuentra aflorante en la comarca. En discordancia,son seguidas por las sedimentitas y piroclastitas con-tinentales de la Formación Santa Cruz, del Miocenoinferior a medio.

Durante todo el Neógeno se generaron sucesi-vos niveles de gravas aterrazadas, en parte de ori-gen fluvial, así como un ciclo de lavas basálticas (enel Plioceno superior a Pleistoceno muy bajo) cono-cido como Basalto Laguna Barrosa. El primer nivelde agradación pedemontana está formado por lasgravas de la Formación Pampa Alta, del Miocenosuperior. Posteriormente se depositaron las gravasy arenas gruesas del segundo y tercer nivel de agra-dación pedemontana, referidas respectivamente alMioceno superior y al Plioceno inferior.

Un complejo sistema de terrazas fluviales sedesarrolló en los valles de los ríos Santa Cruz, Chicoy Coig (o Coyle), los que variaron en su evolucióndesde el Plioceno más alto hasta el Cuaternario. Seregistra en la comarca un total de ocho niveles dedepósitos aluviales antiguos correspondientes al sis-tema fluvial del río Santa Cruz, tres al del tramo in-ferior del río Chico y dos al del río Coig.

También en el Holoceno, la zona costanera su-frió procesos de intensa erosión en las costas acan-tilados, mientras que en otras partes se producía eltransporte y depositación de materiales por corrien-tes de deriva litoral, con formación de áreas de acre-ción de gravas y arenas que dieron lugar a sucesi-vos niveles de cordones litorales. Asimismo, se re-gistraron sedimentos de corrientes de marea en lasplanicies mareales, en parte inactivas en la actuali-dad, de los estuarios o rías de los ríos Santa Cruz yCoig.

Al Holoceno se asignan también depósitos decobertura de pedimentos, de antiguas playas y cor-dones litorales lacustres, de planicies y conos alu-viales, de playas marinas y planicies de marea, eóli-cos, de bajos sin salida y productos de remoción enmasa.

2.1. CENOZOICO

2.1.1. PALEÓGENO - NEÓGENO

2.1.1.1. Oligoceno superior a Mioceno infe-rior

«Patagoniano»

Antecedentes

Con esta denominación se designó informalmentea un conjunto de sedimentitas que son el resultadode una transgresión marina atlántica de gran desa-rrollo en la provincia de Santa Cruz, que ingresó porel sur desde la Cuenca Austral, llegó hasta los con-trafuertes cordilleranos y cubrió buena parte del sec-tor suroriental del Macizo del Deseado.

La nomenclatura de esta unidad, así como suubicación cronológica, han sido motivo de contro-versias en la literatura geológica desde las primerasobservaciones efectuadas en la costa patagónicaentre mediados y finales del siglo XIX.

Quien reconoció primero estas sedimentitas enel sector costanero de Puerto San Julián y PuertoSanta Cruz fue Darwin (1839), que coleccionó nu-merosos megafósiles y agrupó a la secuencia mari-na en su Patagonian Tertiary Formation.

El siguiente autor que se ocupó de estas sedi-mentitas durante varios viajes realizados a la costaatlántica, entre las rías de Coig y Santa Cruz y enel valle del río del mismo nombre, fue Carlos Ameg-hino (1890). Sobre la base de sus trabajos de cam-po, este autor y su hermano F. Ameghino (1889)


Cuadro 1. Cuadro estratigráfico.


reconocieron en los afloramientos de la provinciade Santa Cruz una unidad marina, que se extende-ría de norte a sur por la costa, a la que llamaronFormación Patagónica. Al mismo tiempo, en el va-lle del río Santa Cruz y hacia el interior, describie-ron a la Formación Santacruzeña, que estaría pordebajo de la anterior. A esta última la considerabanformada por un «Piso Sub-patagónico» inferior, deorigen marino pero que sería distinto a los depósi-tos de la costa, y un «Piso Santacruzeño» superior,fluvial o subaéreo y caracterizado por la abundan-cia de restos de mamíferos. El «Piso Sub-patagó-nico» es lo que F. Ameghino en 1894 llamó «PisoSuperpatagónico».

En sus viajes a la provincia de Santa Cruz,Mercerat (1893a, b, 1896) señaló que todos los de-pósitos marinos a los que denominó Sistema Pata-gónico (Système patagonique), eran claramenteanteriores a los continentales de su SistemaSantacruciano (Système santacruzien), encontra-dos por este autor en la costa atlántica entre MonteLeón y Coig y en los valles de los ríos Santa Cruz,Coyle y Gallegos.

Posteriormente, F. Ameghino (1898) reconociósu error anterior y ubicó correctamente a la Forma-ción Patagónica como más antigua que la Forma-ción Santacruzeña. Como en los trabajos anteriores,incluyó en esta última al piso inferior marino, quellamó «Superpatagoniano».

Desde 1898 y en sus fundamentales obras de1900-1902 y 1906, F. Ameghino dividió a su Forma-ción Patagónica en un piso inferior o «Julianense»,que sobresale por la abundancia de braquiópodos yequinodermos y desarrollado principalmente en elGran Bajo de San Julián, y un piso superior o«Leonense» caracterizado por la presencia de Ostreahatcheri y con sus mejores asomos en la zona cos-tera de Monte León y de Puerto Santa Cruz, es de-cir, en la comarca aquí en estudio.

La división efectuada por Ameghino fue muy cri-ticada por Hatcher (1900), quien además de trabajaren varios sectores cordilleranos de la provincia, tam-bién lo hizo en la zona costanera entre Puerto SanJulián y Puerto Coig. También desaprobaron la divi-sión antedicha, Ortmann (1902) y Wilckens (1905, enFeruglio, 1949). Todos estos autores afirmaron quese trataba de una única entidad estratigráfica no divi-sible en pisos sino con diferentes facies. El último autorpropuso el nombre de «Molasa Patagónica», emplea-do también por Windhausen (1931).

Feruglio (1949), en su trabajo de síntesis, utilizóla denominación de Patagoniense para estas sedi-

mentitas, a las que subdividió en los pisos Juliense,Leonense y Superpatagoniense.

Bertels (1970), en el primer trabajo de detallesobre la unidad, se refirió al «Patagoniano» de laprovincia de Santa Cruz, al que dividió en las forma-ciones San Julián y Monte León. Sugirió, como per-fil tipo para la segunda unidad, el que está localizadoen la margen derecha del río Santa Cruz a un kiló-metro de la desembocadura.

Zambrano y Urien (1970), así como Russo y Flo-res (1972), en breves menciones, aplicaron el Códi-go de Nomenclatura Estratigráfica a la denomina-ción de «Patagoniano», creando la Formación Pata-gonia.

Para la desembocadura del río Santa Cruz(montes Entrada y Observación) y el Gran Bajode San Julián (al nordeste de la comarca), DiPaola y Marchese (1973) adhirieron a esta últimadenominación en un estudio sedimentológico de-tallado, y propusieron la subdivisión de la Forma-ción Patagonia en tres miembros (de abajo haciaarriba): San Julián, Monte León y Monte Obser-vación. El último sería equivalente al«Superpatagoniense» de los autores clásicos, usa-do todavía por Becker en 1964.

En 1978, Bertels propuso la subdivisión estrati-gráfica de la Formación Monte León en un miembroinferior (miembro Punta Entrada, definido en el per-fil del mismo nombre en la desembocadura del ríoSanta Cruz) y un miembro superior (Monte Obser-vación), ya descrito por Di Paola y Marchese (1973).

El nombre de Formación Patagonia fue emplea-do también por Riggi (1978, 1979), Luna (1978, 1979)y Panza (1982, 1984). El primer autor subdividió a launidad, con criterios petrográficos, en los miembrosSan Julián (Inferior) y Monte León (Superior), des-cartando al miembro Monte Observación por su to-tal similitud litológica y composicional con MonteLeón.

En contraposición a los autores que considera-ron que estos depósitos forman parte de una solaentidad litoestratigráfica, Camacho (1974) señaló laexistencia de un hiato y una relación de seudo-concordancia entre las formaciones San Julián yMonte León. Náñez (1988) e Irigoyen (1989) indi-caron que una discordancia (paraconcordancia) seubica entre ambas unidades. Dicho criterio, basadoen observaciones de campo, distribución regional delos depósitos y análisis paleoambiental de las forma-ciones sustentado por datos paleontológicos, fue elque se mantuvo en Panza e Irigoyen (1995) y entrabajos posteriores.


La Formación San Julián no aflora en las HojasPuerto Coig y Puerto Santa Cruz (si bien su princi-pal área de afloramientos, el Gran Bajo de San Julián,se encuentra escasos kilómetros al nordeste de lacomarca). La Formación Monte León, en cambio,tiene un amplio desarrollo en toda la zona en estu-dio.

Por su parte, para la región del lago Argentino,Furque y Camacho (1972) y Furque (1973) propu-sieron el nombre de Formación Centinela para lassedimentitas marinas aflorantes al este de la Cordi-llera Patagónica, equivalentes en ambiente y edad alas del «Patagoniano» de la costa atlántica. La mis-ma denominación fue usada posteriormente porRiccardi y Rolleri (1980), y también por diferentesautores (Ramos, 1982; Cobos et al., 2004) paraáreas vecinas situadas al noroeste y oeste de la co-marca en estudio.

Formación Monte León (1), (1a) parcial-mente cubiertaArcilitas y limolitas tobáceas; areniscas muy finasa finas; tufitas, chonitas y cineritas; areniscas;coquinoides y coquinas subordinadas

Antecedentes

En muchas de las primeras exploraciones geo-lógicas en la Patagonia,realizadas en la región orien-tal de la provincia de Santa Cruz entre la ria de San-ta Cruz y Puerto Coig, se mencionaron las sedi-mentitas fosilíferas de la Formación Monte León.

Todos estos viajes de reconocimiento descriptosen los trabajos de Darwin (1846), Ameghino (1890),Mercerat (1896, 1897), Tournouër (1903), Wichmann(1922), Windhausen (1931) y Feruglio (1938, 1949),así como los más modernos de Ugarte (1956), Bertels(1970, 1978), Di Paola y Marchese (1973) y otros,tuvieron como escenario el área costanera cercanaa Puerto San Julián o entre Puerto Santa Cruz yPuerto Coig. Es decir, en los mismos se incluía lamayor parte de los afloramientos de la unidad ubica-dos dentro del área abarcada por las Hojas 5169-I,Puerto Coig y 5169-II, Puerto Santa Cruz.

Dentro del nuevo Parque Nacional Monte León,la unidad fue descripta por Codignotto y Ercolano(2006) y por Sacomani et al. (2008). La figura 2,tomada del último trabajo, es el esquema geológicodel área abarcada por el Parque.

También fue mencionada, como Formación Pa-tagónica, por Dessanti (1964) en el área de PuertoSanta Cruz, y como Formación Patagonia por Di

Paola y Marchese (1973) en los montes Entrada yObservación, y por Luna (1978, 1979) en algunossondeos realizados en los valles de los ríos SantaCruz y Coyle. Un pequeño perfil al sur de Cte. LuisPiedra Buena fue levantado por Malumián y Palma(1984). Otros asomos de la unidad figuran en losmapas de recopilación geológica de la provincia deSanta Cruz a escala 1:750.000 del Servicio Geológi-co Nacional (Panza et al., 1994; Panza et al., 2002).

Distribución areal

La Formación Monte León aflora en todo elámbito de la Hoja Puerto Santa Cruz, mientras queen la Hoja Puerto Coig tiene su principal desarrolloen los sectores nororiental y oriental. Correspondeal área tipo de la formación la región costanera en-tre la desembocadura del río Santa Cruz y la islaMonte León (foto de tapa) de acuerdo con la pro-puesta de Bertels (1970).

Esta unidad tiene en la comarca un espesor deno más de 100 m en los afloramientos del perfil inte-grado Cabeza del León - Cerro Monte León, peroallí no está expuesta la base. Para la Hoja situadainmediatamente al norte, Panza et al. (2005) citaronun valor superior a los 200 metros.

En sondeos efectuados por YacimientosCarboníferos Fiscales en el valle del río Coyle en elsur de la comarca, desde la estancia Ototel Aikehasta el paralelo de 51° sur, Luna (1978) mencionóque se atravesaron entre 350 y 385 m asignados aesta unidad, mientras que en otro conjunto de perfo-raciones realizadas en el valle del río Santa Cruzentre la estancia La Marina y el Rincón Chico, elmismo autor (Luna, 1979) consignó espesores entre300 y 341 metros. Por su parte, en el pozo SC-1(Santa Cruz-1), ubicado a pocos kilómetros de PuertoCoig, Malumián et al. (1971) reconocieron un totalde unos 440 m atribuibles a la Formación MonteLeón.

Las mejores exposiciones de la formación sepresentan a lo largo de los acantilados de la costaatlántica, fundamentalmente desde el monte Entra-da (Fig. 3) hasta el Rincón del Buque (veáse Fig. 5).La unidad va hundiéndose gradualmente hacia el surhasta ese lugar, donde forma mayormente la restinga(Fig. 4), para luego desaparecer en subsuelo en elárea de la ría de Coig.

En muchas localidades, sobre todo en el valleinferior del río Santa Cruz (Fig. 6), se registran sóloperfiles aislados de pocos metros de potencia, yaque el resto de la superficie adjudicada a esta uni-


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Figura 3. Aspecto general del monte Entrada o Entrance, con el clásico perfil de las sedimentitas marinas de laFormación Monte León, cubiertas por gravas fluviales de la terraza III del río Santa Cruz. En primer plano, cordo-

nes litorales de gravas cubiertos por arenas eólicas, en la conocida pingüinera de Punta Entrada.

Figura 4. Vista hacia el sur de los afloramientos de la Formación Monte León en la plataforma de abrasión deolas (restinga), situados en la punta Sur del Rincón del Buque. Predominan areniscas finas con estructuras de

sigmoides. Sueltas en la restinga, se observan grandes concreciones calcáreas subesféricas.


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dad está cubierta. Por ese motivo, en el plano geoló-gico se representó en algunos sitios a la unidad conla leyenda de parcialmente cubierta, cuando los de-pósitos modernos y el regolito superan el 80 % de lasuperficie abarcada por la formación.

Litología

En la parte baja de todas las barrancas que for-man el flanco de las mesetas costeras, y sobre todoen los acantilados marinos activos (Fig. 7), la For-mación Monte León alcanza sus mayores espeso-res (entre 50 y 100 m), pero la mayoría de las vecessólo se observan en cada localidad perfiles aislados,por lo general de no más de 15 a 20 m aflorantes,estando el resto cubierto.

Los asomos visibles son casi siempre de coloramarillo a castaño claro, con escasa o nula vegeta-ción, y en la mayoría de los casos no se ve, desdelejos, ningún tipo de estratificación ni se adviertenbancos algo diferentes por color o por resistencia.Sin embargo, por debajo de una delgada capa de

regolito (de pocos centímetros) aparecen ya las típi-cas arcilitas tobáceas o chonitas arcillosas y limoli-tas a areniscas finas propias de la Formación MonteLeón. Son rocas por lo común macizas, fragmen-tosas, de color amarillo verdoso o hasta blanqueci-no, y muchas veces con pátinas de óxidos de hierrodentro de la gama de los amarillos o anaranjadosclaro.

Algunas veces, debido a la mayor litificación delas areniscas coquinoideas o coquinas intercaladas,éstas resaltan como bancos algo más resistentes ocomo afloramientos de superficies redondeadas.

Las areniscas son de grano muy fino a raramentemediano, de color castaño a gris amarillento, por logeneral friables a poco consolidadas. Principalmen-te líticas y casi siempre tufíticas por el contenido envidrio volcánico, en ocasiones se pueden observaren ellas estructuras de corrientes tales comosigmoides, ondulitas o megaripples.

A menudo las pelitas, areniscas finas y tobas fi-nas contienen fósiles aislados sin ninguna orienta-ción (moldes internos de turritélidos y bivalvos, algu-

Figura 7. La Formación Monte León en los acantilados marinos activos al sur de la lobería del Pico Quebrado. Seobservan areniscas medianas castaño amarillentas con bioturbación y niveles de concreciones discoidales oirregulares. Adviértanse la playa de gravas, que se cubre durante las altas mareas, y los grandes bloques des-

prendidos del acantilado por remoción en masa.


nas ostreas). En otras ocasiones los fósiles estánconcentrados formando lentes. Un rasgo destacadoen estas rocas es la gran bioturbación que presen-tan, con abundantes trazas bajo la forma de tubosverticales y horizontales.

Dentro de los paquetes pelítico - tufíticos se des-tacan algunos bancos más oscuros y resistentes, decolor gris mediano y gris castaño, con espesores quevarían entre 5 y 20 cm, integrados por rocas de gra-no fino, también de composición tufítica, macizas ybien consolidadas, con cemento carbonático. Mu-chas veces no son bancos uniformes, sino un con-junto de cuerpos concrecionales químicos de natu-raleza carbonática o, a veces, fosfática. Son con-creciones y nódulos duros y pesados, de formaelipsoidal o discoidal, que pueden llegar a alinearse yanastomosarse dando la impresión de conformar unestrato irregular, resistente a la erosión, por lo queforma una cornisa. Puede tratarse de un único ban-co muy desarrollado lateralmente en distancias devarios kilómetros, pero en otras localidades se en-cuentran varios de estos delgados bancos. En ca-

sos, llegan a ser en parte coquinoideos, con restosfósiles en una matriz arenosa muy fina.

Para la descripción litológica de la formación seha preferido la separación en diversos sectores. Enellos la unidad tiene características semejantes y asu vez muy disímiles de las otras áreas considera-das.

a. Sector costanero del Parque NacionalMonte León y áreas vecinas al norte (puntaEntrada, Pico Quebrado, estancia SantaRosa)

Este es el principal sector de afloramientos de laFormación Monte León en la comarca, y en él seencuentran importantes exposiciones en los acanti-lados marinos, con buenos perfiles como los de laCabeza del León (Fig. 8), de la lobería Pico Quebra-do (Fig. 9), y el clásico de la punta Entrada (o monteEntrada, Fig. 3).

Asimismo, es el área tipo de la formación, des-cripta a partir de los conocidos perfiles del cerro Mon-

Figura 8. «Cabeza del León» en el Parque Nacional Monte León, formada por niveles marinos de la formación delmismo nombre, vista desde el sur. Típico ejemplo de una punta más resistente que se adentra mar abierto comoun acantilado activo sujeto a la erosión marina. Delgadas playas de gravas gruesas intermareales al pie de los

acantilados.


te León y del monte Observación. Por su parte, lasección de la punta o monte Entrada fue sugeridapor Bertels (1970) como el perfil tipo de la unidad y,posteriormente (Bertels, 1977) como perfil tipo desu Miembro Punta Entrada de la Formación MonteLeón.

Las secuencias inferiores de la unidad, que aflo-ran en los acantilados costeros, son en su mayoríagranodecrecientes. En punta Quilla y en punta En-trada (perfil de la pingüinera) se observa un par desecuencias granodecrecientes, con mayor espesoren la superior.

Por su parte, en el cerro Monte León está ex-puesta la sección superior, que está cubierta por laFormación Santa Cruz. Allí también hay una secuen-cia granocreciente seguida por una granodecrecien-te, pero ambas más incompletas. Tal como en losrestantes perfiles de las Hojas, la sección superiortermina con una alternancia de bancos pelíticos yarenosos.

En el extremo nordeste de la Hoja Puerto SantaCruz, en el sector de la estancia Santa Rosa, se rea-lizaron perfiles en los acantilados situados en la des-

embocadura del cañadón Santa Rosa (Fig. 10). Aquí,la secuencia es estrato y granodecreciente, alcan-zando hacia el norte un espesor máximo de 30 me-tros. Son areniscas coquinoides tobáceas cubiertaspor arcilitas tobáceas, finamente estratificadas y confósiles dispersos. Todo el conjunto tiene mucho óxi-do de hierro. Las areniscas, de hasta 6 m de espesorvisible, son finas, pero aisladamente pueden llegarhasta medianas y gruesas. Son de color gris verdo-so, con escasos litoclastos de hasta 10 cm, entre losque hay clastos blandos de arcilitas. Se presentanmacizas y con fuerte bioturbación como grandes tu-bos subverticales cuyos diámetros alcanzan 6 a 8centímetros. Hay material carbonoso en fragmen-tos de entre 1 cm a 1 mm (estos últimos aparecenconcentrados), que en general están asociados a loslitoclastos. El carbón es más frecuente hacia las zo-nas basales, y en el acantilado norte se encuentra endos niveles, en los que también hay mayor bioturba-ción y concentración de fósiles.

En el acantilado norte hay un nivel de grandesconcreciones (de hasta 30 cm) que sobresalen porsu dureza en la arenisca de la base. En muchas de

Figura 9. La Formación Monte León en los acantilados marinos situados al sur de la lobería de Pico Quebrado,formada por areniscas finas a medianas muy bioturbadas. Notorios ejemplos de caída de grandes bloques en el

acantilado, y, al fondo, una pequeña isla también de costas escarpadas.


estas concreciones, de forma irregular, se encuen-tran concentraciones de turritélidos y otros fósiles.

Entre los megafósiles que se localizan en las are-niscas del perfil del acantilado norte, hay ostreas dis-persas (algunas con sus dos valvas, dispuestas tantohorizontal como verticalmente), pectínidos conside-rablemente grandes, algún Dentalium, y concentra-ciones de turritelas y de pequeños bivalvos.

En forma aislada se observaron sigmoides enlas areniscas. Con respecto a las arcilitas tobáceas,son amarillentas, finamente estratificadas, y entresus fósiles se destacan las turritelas.

Muy poco al oeste – suroeste de este sector, enla costa al sur de la estancia 13 de Mayo, se mantie-nen las características ya mencionadas, pero los aflo-ramientos constituyen solamente una restinga oscu-ra y poco sobresaliente, de 200 a 300 m de ancho.

En la margen derecha (sur) de la ría de SantaCruz, a los efectos de la descripción geológica de launidad, se integraron la clásica sección de la punta(monte) Entrada (o Entrance) y la del puerto de PuntaQuilla (Fig. 11). La secuencia tiene alrededor de 80m de potencia visible, con coloración general gris a

gris amarillenta (perfil 1, figura 12). El perfil de lapunta Entrada (Fig. 3) fue analizado, entre otros, porDi Paola y Marchese (1973) y por Riggi (1978), mien-tras que Bertels (1978) lo señaló como el perfil tipodel Miembro Punta Entrada. Pese a los sectorescubiertos, se considera excesivo el espesor de 103,80m consignado por esta autora.

Describiendo desde la base hacia arriba, los pri-meros bancos que se observan poco al oeste delpuerto de Punta Quilla son paquetes de areniscasmuy finas a finas, castaño grisáceas a castaño ama-rillentas, friables, con manchas y pátinas de carbo-nato de calcio. Conforman un conjunto planoparalelocon un espesor de unos 10 m totales, y son en apa-riencia macizas. Pueden tener base erosiva y en ellasse ven concentraciones dispersas de pequeñasturritelas o bien algunos niveles fosilíferos algo másgrises, de 15 a 20 cm cada uno, que contienenostreidos, algunos bivalvos y balánidos y, sobre todo,grandes cantidades de turritélidos, así como nume-rosas concreciones pequeñas a veces alineadas con-formando banquitos más resistentes. Por su parte,el primer banco que se reconoce en punta Quilla es

Figura 10. La Formación Monte León en la costa acantilada situada al sur de la desembocadura del cañadónSanta Rosa, integrada por areniscas finas tobáceas muy fosilíferas y arcilitas tobáceas con fósiles dispersos.

Por encima, gravas y arenas de la terraza fluvial II del sistema del río Chico.


una arenisca fina coquinoide friable que se interpre-ta como un posible banco de tormenta, de un metrode espesor. Por debajo, en este perfil y en el de pun-ta Entrada se encuentra un sector cubierto, espeso,en el que se tienen fósiles dispersos, entre los que sehallan escasas ostreas enteras, gastrópodos (Prosca-phella gracilior Ih., Aeneator? annae Ort.,Struthiolarella ameghinoi Ih. y Polinices santa-crucensis Ih.), bivalvos (Glycimerita cuevensis Ih.,Pteromyrtea crucialis Ih., Dosinia meridionalis Ih.y Retrotapes striatomellata Ih.) y turritélidos. Si-guen hacia arriba unos 20 m de pelitas tobáceas grisamarillentas. En punta Entrada corresponden a ar-cilitas tobáceas bioturbadas, sobre todo con grandestubos verticales rellenos por las arenas de arriba, ycon rebordes de óxidos de hierro. En punta Quillason arcilitas y limolitas tufíticas, finamente estra-tificadas en bancos de 5 a 15 cm, que tienen muyescasas concreciones pequeñas. Por encima hayunos 30 m de espesor de areniscas tobáceas muyfinas a finas friables, que en punta Entrada presen-tan base erosiva y, al metro siguiente, se repite otrasuperficie de erosión. Dentro de ellas, los 4 a 5 minferiores son de color gris claro y en punta Quillacontienen valvas dispersas y yeso; se observan ondu-litas y sigmoides. Las ondulitas en punta Quilla sonde gran longitud de onda (20 a 30 cm). Hacia arriba,en los 24 m superiores, son areniscas tufíticas, cas-

taño grisáceas, con mucho óxido de hierro, y se ca-racterizan por grandes concreciones rojizas discoi-dales, de hasta 1 m por 0,40 m, así como por losnumerosos huecos dejados por su eliminación. Enpunta Entrada se agrega una bioturbación muy pro-nunciada, como pequeños tubos de 1 a 2 mm de diá-metro en todas direcciones, tinción por óxidos de hie-rro y también fragmentos de valvas dispersos. De-bido a la barranca casi vertical no fue posible ver laparte superior en punta Entrada, pero en punta Quillael perfil continúa con 15,50 m de arcilitas a limolitasgrises, finamente laminadas y algo lajosas, con abun-dantes óxidos de hierro y algo de yeso, con una in-tercalación muy delgada (0,80 m) de arcilitas confinas lentes de areniscas muy finas, conformandouna estratificación lenticular. Están cubiertas por dosmetros de rodados del tercer nivel de los Depósitosfluviales aterrazados del río Santa Cruz, y no 16 mcomo se consigna en Bertels (1978).

Al suroeste de la estancia Monte Entrada, en ellugar donde se halla el esquinero con el Parque Na-cional Monte León, se localiza el Pico Quebrado, dondehay un importante apostadero de lobos marinos. En elúnico cañadón que permite bajar los acantilados paraacceder al mar y a la lobería, se ha realizado el perfilque se describe a continuación, de abajo hacia arriba(Figs. 7 y 9). En la base y formando la restinga, apa-recen pelitas fosilíferas de color gris oscuro sobre las

Figura 11. Perfil de la Formación Monte León en el paleoacantilado de la punta Quilla, con una secuencia de unos80 m compuesta por arcilitas, limolitas y areniscas tobáceas de facies intermareales y submareales.


Figura 12. Perfiles esquemáticos de la Formación Monte León. 1: perfil integrado entre el monte Entrada y el puer-to de Punta Quilla. 2: perfil en la llamada «Cabeza del León» y 3: perfil en la ladera sureste del cerro Monte León,

ambos en el Parque Nacional del mismo nombre. 4: perfil obtenido en el cañadón Doraike

que, debido a una fuerte e irregular concentración decarbonato, se presentan asomos discontinuos y re-dondeados, de 0,40 m de espesor, de una caliza fosilí-fera de color gris mediano; en ambas rocas los fósilesque se hallaron son bivalvos (Panopea sp.), en sumayor parte rotos. Por encima de estas rocas, y yaformando la base de los acantilados, se encuentra unaarenisca mediana a fina, de color arena, muy friable,en la que se distinguen hiladas de concreciones irre-gulares y no demasiado grandes. Tiene una estratifi-cación difusa, de aspecto plano paralelo, con algunosbancos más bioturbados que otros. Una superficieerosiva, sólo visible por trechos, la separa de otro pa-quete arenoso de 12 a 15 m de potencia. En éste do-minan las areniscas medianas, grises en superficie

fresca a amarillento anaranjadas por óxidos de hie-rro, más o menos friables, con algún pectínido aisla-do y con gran bioturbación (tubos subverticales dehasta 30 cm de largo y 1 a 4 cm de diámetro, conrebordes de óxidos de hierro que los hace muy noto-rios). Se observan muchas concreciones discoidalesaisladas, de color morado y 40 a 60 cm de diámetro,además de los huecos dejados probablemente por laeliminación de las mismas. Las cavidades en los ni-veles superiores son de tamaños desde un puño has-ta 2 por 2,5 m, debido posiblemente a la superposi-ción de una importante erosión eólica en su forma-ción. También en los metros superiores del conjuntose destacan un par de cornisas irregulares, de 5 a 10cm cada una constituidas por areniscas medianas


duras; en la inferior hay restos pequeños de conchi-llas muy fragmentadas. Por encima del paquete ante-rior hay 10 a 15 m de arcilitas tobáceas laminadas, decolor gris amarillento claro. Los bancos delgados es-tán en gran parte cubiertos por su propio regolito, y ellímite entre ellos puede remarcarse por óxidos de hie-rro. Afloran muy cerca de la lobería, estando tapadasen el resto de los asomos. Hacia arriba siguen mu-chos metros cubiertos, y por último, en un pequeñocorte de la huella automotor se ven 4 m de una are-nisca coquinoide gruesa a conglomerádica fina, dis-puesta como pequeños bloques. Estas rocas son decolor gris-verdoso, están consolidadas y contienenabundantes y pequeños litoclastos de basaltos, asícomo gran cantidad de valvas muy rotas y algunaostrea entera.

En el sector costero del Parque Nacional MonteLeón (Fig. 2), situado al suroeste de la lobería dePico Quebrado, es posible integrar los perfiles es-tratigráfica y topográficamente más bajos, como losde Cabeza del León y de la Restinga Norte, con elmás alto del cerro Monte León, entre ambos sólohay escasos metros cubiertos.

En la llamada Cabeza del León (Fig. 8) hay unasecuencia granodecreciente con 52 m de espesor(perfil 2, figura 12). Se inicia, a partir del nivel delmar, con 20 m de areniscas muy finas (hasta media-nas en los niveles superiores), de color gris amari-llento, bastante friables, en general con escasas con-creciones y con gran bioturbación como tubos ma-yormente subhorizontales, de 3 a 5 cm de diámetroy con reborde de óxidos de hierro. La base confor-ma los acantilados más bajos, y aunque en su mayorparte se observa maciza, en algunos sectores seevidencian posibles megaripples muy suavizados porla erosión. En cambio, hacia arriba la arenisca sepresenta como una sucesión de pequeñas capas enapariencia plano paralelas, en las que parecen verseóndulas de 20 a 30 cm de longitud. En el paqueteareniscoso se intercala un delgadísimo banco (de 0,10a 0,20 m) de una arenisca coquinoide a coquina gris,muy consolidada, que resalta como cornisa. En rea-lidad, ésta constituye afloramientos aislados, en par-te violáceos, con predominio de fósiles fragmenta-dos sobre otros enteros, e incluso muy bien conser-vados, de «Turritela» argentina (Ih.), otros tiposvarios de gasterópodos (Priscaphander? sp. yStruthiolarella ameghinoi Ih.), y pelecípodos inde-terminables, en casos con sus dos valvas. Separa-dos de las anteriores por una superficie erosiva, hay8 m de bancos areniscosos, medianos a gruesos, peroque gradan a muy finos hacia los niveles superiores.

Son de color gris verdoso a gris amarillento, tambiénbastante friables pero con escasa bioturbación. Hayuna arcilita tobácea gris clara intercalada, de 0,15m, que forma una pequeña cornisa. Por último sehallan 24 m de arcilitas tobáceas, seguidas hacia arri-ba por arcilitas, ambas de tonalidad gris amarillentay finamente laminadas.

La zona conocida como Restinga Norte está algoal nordeste de la anterior, y en líneas generales esparecida. La secuencia es estrato y grano-decreciente, y alcanza aproximadamente unos 30 mde espesor. En parte debido al carácter relativamentefriable de los materiales, la erosión marina actualformó un gran anfiteatro (Fig. 13). La base, que tam-bién forma la restinga, es una secuencia arenosamaciza en la que alternan los bancos con participa-ción tobácea con otros, menos abundantes, de are-niscas finas y medianas algo más oscuras; se inter-cala alguna pequeña capa de arcilitas (conformandouna poco definida estratificación flaser). Las are-niscas, castaño verdosas, son fosilíferas, con nivelesen los que la bioturbación es más intensa (inclusocomo algunos tubos verticales y subhorizontales) yotros que son más ricos en fósiles. Los fósiles pue-den constituir niveles, junto con pequeñas concre-ciones, o estar dispersos; entre ellos hay ostreas,grandes bivalvos (con ejemplos en los que las dosvalvas están verticales), pectínidos de gran tamañoy, hacia el norte son más abundantes las turritelas,en niveles de granulometría más fina. El techo delas areniscas es un nivel muy marcado, con concre-ciones irregulares no demasiado grandes. Hacia arri-ba los bancos son más delgados, de tonalidades másclaras, alternantes entre arenas finas y medianas(fosilíferas, bioturbadas, que se disponen como ca-pas en relevo hacia el anfiteatro) y arcilitas (for-mando una estratificación ondulada), hasta que enlos niveles superiores predominan netamente los ban-cos de arcilitas tobáceas planoparalelos, con algunalente muy delgada (0,05 m) de areniscas finas consigmoides pequeños (estratificación lenticular).

En un pequeño acantilado en la bajada a la grutaLa Hoya, hoy destruida, muy poco al suroeste de losotros perfiles, hay areniscas finas verde-amarillen-tas y grises basales, con pequeñas concreciones ymucha bioturbación como tubos subhorizontales de1 cm de diámetro y hasta 15 cm de longitud, salpica-dos de óxidos de hierro. Son 3 m de espesor y, en losniveles inferiores, hay capas de 10 a 20 cm consigmoides muy poco insinuados. También se advier-ten formas de erosión redondeadas que podrían res-ponder a posibles megaripples.


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Hacia el noroeste se puede continuar el perfil enlos faldeos basales del cerro Monte León, dondeafloran 25 m de secuencias granocrecientes en labase y hacia arriba granodecrecientes (perfil 3, fi-gura 12). Se observa alguna arenisca gruesacoquinoide en la parte basal de la primera secuen-cia, y un delgado banco ostrero, arenoso hasta pelí-tico, en el tope de la segunda, casi en el techo de launidad. Este perfil fue anteriormente descripto porFeruglio (1938; 1949).

Entre el techo del perfil de Cabeza del León y elcomienzo de los afloramientos en el faldeo del cerroMonte León, se considera un espesor cubierto deunos 20 a 25 m aproximadamente. La secuenciagranocreciente empieza con 7 m de limolitas y limo-litas arcillosas de color gris mediano, muy cubiertapor su regolito. En la parte alta de estas pelitas apa-recen dispersos restos de ostreidos, grandes bival-vos y grandes gasterópodos conformando un bancomuy delgado, psamítico grueso, con cemento cal-cáreo, que casi no aflora. Por encima hay 9 metrosde areniscas muy finas, casi sueltas, de color casta-ño a gris oscuro, entre las que hay algunos nivelesde areniscas gruesas friables. Ambos tipos rocososposeen una cierta lajosidad, que remarca la presen-cia de sigmoides apenas visibles. La secuencia gra-nodecreciente se inicia con estas arenas, con lasmismas estructuras, pero en la parte superior hayunas pocas concreciones moradas, muy duras, enlas que también se destacan algunos pequeñossigmoides. Continúan hacia arriba alrededor de 10m en los que alternan limolitas de tonalidad gris ver-dosa y limolitas tobáceas laminadas, castaño amari-llentas, con areniscas muy finas tobáceas macizas,de color gris castaño claro. Las limolitas tobáceasse erosionan formando escalones, en los que el ma-terial ligeramente más grueso conforma las superfi-cies verticales A dos metros del techo de la forma-ción, situado en este perfil a los 101 m sobre el niveldel mar, se encuentra el banco ostrero superior, de0,10 a 0,40 metros. En algunos sectores se trata deuna arenisca coquinoide, castaño morada, consoli-dada, pero en otras partes es mayormente pelítico,con lentes laminadas de arcillas y limos, con muchoóxido de hierro. Con excepción de unos pocas val-vas enteras (ostreas, gastrópodos de varios tipos ygrandes bivalvos, algunos con las dos valvas), lamayor parte de los megafósiles están muy fragmen-tados. Entre los bivalvos se han reconocidoGlycimerita cuevensis Ih., Crassostrea hatcheriOrt., Ostrea orbignyi Ih., Dosinia meridionalis Ih.y Austrocallista iheringi Ort. Entre los gastrópo-

dos, Tegula? sp., Valdesia (Valdesia) cuevensis Ih.y Odontocymbiola ameghinoi Ih.

b. Sector costanero sur - Rincón del Buque

Unos 25 km al sur del Parque Nacional MonteLeón se encuentra, en el sector costanero, la ampliaescotadura en la meseta conocida como Rincón delBuque o la Media Luna. Allí, en los acantilados ma-rinos que constituyen la parte más austral del sector,la punta Sur (Fig. 5), se observa, con una potenciatotal aflorante de no más de 5 m, una secuencia, enpartes inclinada hacia el sur, de bancos finos, a ve-ces paralelos o bien acuñados, de limolitas bien la-minadas, de color gris claro, que alternan con lentesde areniscas muy finas grises, oscuras. Algunas ca-pas finas tienen yeso cristalino, otras están teñidaspor óxidos de hierro, y existen tres niveles de con-creciones oscuras, discoidales a irregulares. En sec-tores aislados hay concentraciones de ostras frag-mentadas, habiéndose hallado, caído, algún trozo decoquina con grandes fragmentos de ostreas. Haysigmoides y estructuras de deformación por carga.Esta secuencia forma, en parte, la restinga (Fig.4), yestá cubierta por la Formación Santa Cruz. Hacia elsur el contacto entre ambas unidades se va hundien-do bajo el nivel del mar, de tal manera que en el áreade la ría Coig la restinga y los acantilados costerosestán compuestos sólo por los depósitos continenta-les santacruceños.

Por su parte, en el centro del anfiteatro del Rin-cón del Buque afloran en la base entre 7 y 8 m deareniscas muy finas a finas, como una alternancia debancos de coloraciones verdosas y castañas, de 1 a1,20 m, con otros grises (de 0,30 m) y más resisten-tes, los que también forman la restinga. La roca de larestinga es lítica y en algunos sectores contiene gran-des concreciones subesféricas, de 10 a 40 cm de diá-metro. Además, en algunos de los estratos hay mar-cas de bioturbación, así como también ondulitas y es-tructuras entrecruzadas. Intercalado en el paquetearenoso, a nivel de la playa actual hay un horizontediscontinuo de una caliza mamelonar, gris blanqueci-na, muy dura, con un espesor de 10 a 15 centímetros.Siguen hacia arriba 0,30 a 0,50 m de areniscascoquinoides, de color gris verdoso (a rojizo por óxidosde hierro), como afloramientos aislados, a manera debloques sueltos. Tienen fundamentalmente ostreas, engeneral enteras (Crassostrea hatcheri? Ort.), sonmuy duras y están cementadas por carbonatos. Porencima está también la Formación Santa Cruz, si bienel contacto en este sector se presenta cubierto.


c. Valle inferior del río Santa Cruz

Otro importante sector de afloramientos de laFormación Monte León se encuentra en el valle in-ferior del río Santa Cruz, desde la chacra Los Pla-teados hasta la desembocadura en la ría, en cerca-nías de la isla Pavón.

Allí, la unidad se halla tanto en las riberas del ríocomo en las laderas del valle, donde constituye losfaldeos de las mesetas y terrazas más bajas, así comotambién los bordes de la gran depresión de los bajosde las lagunas del Puesto y Verde (Fig. 14). En elsector nororiental de la Hoja 5169-I, Puerto Coig selocaliza un conjunto de depresiones endorreicas, quecontinúan en la vecina Hoja 4969-III, Laguna Gran-de situada inmediatamente al norte. Estos bajos es-tán a muchos metros bajo el nivel del mar (-70 m enla Hoja Puerto Coig, -34 m en la Hoja Laguna Gran-de). Esta situación hace que afloren, en esta regiónde unidades básicamente subhorizontales, las sec-ciones inferiores de la columna estratigráfica, y enel bajo que se halla al oeste de la estancia El Baileen la Hoja Laguna Grande está el único lugar en quese expone la base de la Formación Monte León, re-presentada por areniscas marinas eocenas corres-pondientes a la Formación Man Aike (Panza et al.,2005).

Por lo general, los afloramientos están muy cu-biertos por regolito o por depósitos fluvialesaterrazados y/o de cobertura de pedimentos, y sóloen forma muy esporádica se tienen algunos perfilesparciales, sobre todo en los cortes naturales de algu-nos cañadones, como el Doraike y el Casa Vieja(Fig. 6).

Los asomos estratigráficamente más bajos de launidad son arcilitas tobáceas finamente estratifica-das aflorantes en el cauce del arroyo Chikorik Aike,y chonitas amarillentas bien estratificadas en cerca-nías de la tapera Los Guindos, sobre la orilla sur delrío Santa Cruz.

En ambas riberas del río, desde la estanciaChikorik Aike hasta poco más al oeste de la chacraLos Plateados, hay pequeños espesores de la For-mación Monte León, cuya base son afloramientosaislados (0,50 m visibles) de arcilitas de tono grisverdoso, macizas, con algunas valvas dispersas ymanchas de óxidos de hierro. Siguen por encima unos2 m de arcilitas tobáceas amarillentas, fragmento-sas, finamente estratificadas, con los banquitosremarcados también por óxidos de hierro.

En la margen norte del río Santa Cruz, poco aleste de la chacra Los Plateados, los depósitos ante-

riores de arcilitas tobáceas, aquí de 6 a 7 m, estándispuestos entre dos paquetes arenosos. Las arenis-cas finas a medianas de la base, de 3 m visibles,tienen gran impregnación ferruginosa y bioturbación,restos de ostreas y algún escaso pelecípodo, y tam-bién grandes concreciones, en algunos casos conturritélidos. Hacia los niveles inferiores hay algúnsector con sigmoides. Las areniscas finas tobáceassuperiores (de 3 a 4 m) tienen concreciones carbo-náticas de 2 a 40 cm de diámetro, o bien se obser-van los huecos dejados por éstas. Contienen restosde turritelas («Turritella» argentina Ih.) y tambiénse ven sigmoides poco marcados en algunos secto-res del afloramiento.

En las barrancas que forman el borde sur delconjunto de depresiones endorreicas situadas al nortede la ruta provincial 17 (bajos de las lagunas delPuesto, Verde y otras), se ven asomos de la Forma-ción Monte León sumamente cubiertos, de tonalida-des por lo común amarillentas, en los que se observasólo muy raramente algún nivel algo más resistente,discontinuo. Sin embargo, en los pocos lugares enlos que existen afloramientos, éstos responden a gran-des rasgos a los tipos litológicos antes descriptos,casi siempre con predominio de las rocas finas pelí-ticas o areniscosas muy finas, de coloración grisá-ceo amarillenta o a veces algo verdosa en corte fres-co. Dentro de los bancos de pelitas se adviertenmoldes internos de gastrópodos (Turritella sp. yProscaphella cosmanni Ih.) y bivalvos, algunosrestos de ostreas (dispersos, sin orientación, enteroso fragmentados), así como fragmentos de huesos.Los espesores, parciales, más frecuentes varían en-tre los 5 y 15 metros. Pueden encontrarse en la se-cuencia algunos bancos ostreros consolidados, for-mando cornisas, de unos 0,50 m, integrados por grancantidad de ostreas enteras o fragmentadas, conescasa arena y algo de cemento ferruginoso entrelos bioclastos. Se trataría de capas de tormenta enun ambiente de sedimentación fina.

Al sureste del río Santa Cruz, en un pequeñoarroyo frente a la estancia Chikorik Aike, y a mayoraltura topográfica que los depósitos anteriores, launidad está compuesta por una sección inferior are-nosa fina a mediana con intercalaciones arcillosas.En las areniscas, de tonos ocres, blanquecinos y gri-sáceo celestes, se observa estratificación planar enla base, pero hacia arriba se presentan formandocanales, con artesas, base erosiva y cantos blandosarcillosos. En todo el conjunto se observan sigmoides,tanto asociados a las artesas en los canales como enbancos delgados laterales a éstos. En la sección su-


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perior hay conglomerados y areniscas conglo-merádicas líticas que rellenan canales con base ero-siva, en los que también se advierte bioturbación(como grandes tubos subhorizontales de hasta 5 cmde diámetro), algunos moldes de bivalvos, y onduli-tas en los bancos de areniscas de menor granulome-tría.

Siguiendo esta misma dirección, en el perfil delcañadón Casa Vieja, afluente del río Santa Cruz porsu margen derecha, la formación alcanza los 35 mde potencia visible (Fig. 6). En la base se hallan 7 mde areniscas medianas líticas, algo friables, de colorgris mediano a oscuro con tonos azulados, verdososo castaños (destacados por la laminación presenteen los metros inferiores). Se observan concrecio-nes, sigmoides y, en los 10 a 20 cm superiores, algu-nas ondulitas. Las concreciones, oscuras, tienen 10cm a 1 m de longitud, diámetros de hasta 30 cm, yen ellas se preservan los sigmoides y, a veces, lasondulitas. Hacia arriba sigue una alternancia de es-pesores de 4 a 6 m cada uno de arcilitas, arcilitastobáceas, limolitas y areniscas finas. La coloracióndel conjunto es gris a gris amarillenta y hay lamina-ción en los niveles inferiores. Se encuentran algunosmoldes, entre los que se destacan los de turritélidos.

En la margen norte del río Santa Cruz, siguiendola traza de la ruta provincial 17 en la bajada a laestancia Alun-Co, afloran 47 m de la formación enlos que, a semejanza del perfil anterior, también sehalla una secuencia arenosa seguida hacia arriba porpelitas que alternan con areniscas. La sección estáen partes muy cubierta por regolito o materialesmodernos, a tal punto que los afloramientos queda-ron apenas visibles al haber sido cortados por lasmáquinas viales. Vistas en detalle, las areniscas dela base (16 a 18 m) van desde finas hasta gruesasen los bancos superiores, varían entre gris azulado ygris castaño y, excepto por un par de bancos delga-dos resistentes, son por lo común friables. Puedenconstituir lentes, con frecuencia se observansigmoides, que pueden llegar a ser grandes, y en al-gún caso muestran estructuras en hueso de aren-que. Hay posibles megaripples y, en los estratossuperiores, ondulitas. Existe alguna intercalación, depoco espesor (0,30 m) con estratificación ondulada.La alternancia de pelitas y areniscas que continúahacia arriba, de más de 30 m de espesor, contienesigmoides en las areniscas, y entre ellas se intercalaalgún banco ostrero arenoso fino con numerososmegafósiles y granos redondeados de glauconita. Lasareniscas son medianas a finas, grises con tonos haciael azul o el rojizo, friables, y, aunque es común que

estén finamente estratificadas, también forman es-tratos lenticulares con base erosiva y estructura depequeñas artesas, y numerosos clastos blandos delas arcilitas basales. En estos casos constituyen ca-nales que pueden tener 10 a 15 m de ancho y nomás de un metro de espesor. Las pelitas son tobá-ceas, fragmentosas, menos frecuentemente duras,de color gris claro a mediano, y pueden tener abun-dantes óxidos de hierro. En general son macizas, enalgún banco se presentan finamente laminadas condelgadas capitas de arenas finas, conformando unaestratificación lenticular u ondulada. Constituyen pa-quetes de 1,50 a 2 m de potencia.

Más hacia el este de los perfiles anteriores, yfundamentalmente al sur del río Santa Cruz, aflorala sección superior de la Formación Monte León.

El perfil estratigráficamente más bajo de estazona se levantó algo más al sur del cañadón Doraike,a la altura del cruce con el gasoducto austral. Esuna secuencia grisáceo amarillenta, de 7 m, fina-mente estratificada, con planoparalelismo, que varíadesde tobas muy finas blanquecinas en la base aarcilitas tobáceas hacia arriba. Estas últimas tienenostreas dispersas y un nivel con concreciones, ade-más de que la estratificación se hace comparativa-mente aún mucho más delgada y se diferencian al-gunas capitas con tinción por óxidos de hierro. Enlos niveles superiores se intercala un banco arenosofino con numerosas ostreas.

Otro perfil cercano es el del cañadón Doraike,donde llega a unos 14 m de potencia aflorante, losque representan una sección superior a la anterior, ala vez cubierta por la Formación Santa Cruz (perfil4, figura 12). La base se compone de 5 m de arcili-tas de color gris oscuro, muy cubiertas, con una del-gada intercalación (1,30 m) de una toba a chonitafinamente laminada, blanca, algo friable. Siguen 4 mde areniscas coquinoides medianas a finas, grisáceocastañas y poco compactas, en las que las conchi-llas aparecen muy fragmentadas. Por encima, 1 mde arcilitas macizas de tono gris mediano con óxidosde hierro y material carbonoso. Ya en el contactocon la Formación Santa Cruz hay una alternancia decapas lenticulares de arcilitas y limolitas a areniscasmuy finas (estratificación ondulosa), comparativa-mente más arcillosa hacia abajo. Son de color deconjunto gris, pero las limolitas son más oscuras;remarcando las capitas hay mucho óxido de hierro.

Finalmente, sobre la ruta 3 al sur de la isla Pavón,poco antes del desvío a Puerto Santa Cruz, afloran enla subida a la terraza fluvial alta, correspondiente altercer nivel del río Santa Cruz, unos 8 m atribuidos a


la sección superior de la Formación Monte León.Desde la base al techo, hay 4 a 5 m de arcilitas tobáceasamarillentas, impregnadas con óxidos de hierro,fragmentosas y finamente laminadas. Luego siguenareniscas, que en sus niveles inferiores (0,80 m) sonmedianas a gruesas, de color gris verdoso, castaño yazulado, muy friables; dispuestas en bancos de 10 a12 cm, contienen clastos blandos y pequeñas lentesde arcilitas de tonalidad castaña y se observan en ellassigmoides. En los niveles superiores (0,60 m) las are-niscas son gruesas a sabulíticas, oscuras y con nume-rosos clastos pequeños de color negro. En estas últi-mas hay unas estructuras en las que capassemiconcéntricas de arenisca (similar a la del nivelinferior) tienen rebordes de finas capitas de arcilitasremarcadas por óxidos de hierro, parecidas a las infe-riores. Las estructuras podrían indicar deformaciónpor carga o deslizamientos subácueos. Por encima delas areniscas anteriores hay 1,50 m de areniscas finasa medianas, de tono gris verdoso, consolidadas y lige-ramente lajosas, que contienen numerosas improntasde hojas y tallos de angiospermas, a veces remarcadospor óxidos, y un resto aislado de un bivalvo (¿de aguadulce?) en los centímetros superiores del estrato. Es-tas areniscas podrían corresponder a la parteestratigráficamente más alta de la Formación MonteLeón, casi en el contacto con la suprayacente Forma-ción Santa Cruz.

Paleontología

La Formación Monte León es portadora de unaabundante fauna de invertebrados y vertebradosmarinos, que ha sido objeto de numerosas coleccio-nes ya desde los tiempos de Darwin. Si bien en todoel ámbito de la provincia de Santa Cruz son numero-sas las menciones paleontológicas referentes a res-tos fósiles procedentes de las localidades«patagonienses», la mayor parte de la megafaunainvestigada hasta el momento proviene del área dela desembocadura del río Santa Cruz (Del Río, 2002),es decir, de la comarca en estudio.

Una reseña de los trabajos pioneros y la lista dela megafauna de invertebrados descripta se encuen-tra en la fundamental obra de Feruglio (1949), unlistado de fósiles en Becker (1964) y, más reciente-mente, una síntesis en Del Río (2002) para toda laprovincia de Santa Cruz. Cuantiosos fueron los es-tudios de microfauna (foraminíferos y ostrácodos)efectuados en localidades de superficie y subsuelode la Formación Monte León en la provincia; así, setienen los trabajos de Becker (1964), Bertels (1975;

1980); Boltovskoy (1979); Malumián y Náñez (1989;1991; 1998; 2002); Malumián y Palma (1984) y Ná-ñez (1989; 1990). Otros aportes palinológicos pro-venientes de las localidades de monte Entrada ymonte Observación son los de Barreda y Pala-marczuk (2000 a y b) y Barreda (2002). Referen-cias con respecto a los fósiles hallados en las Hojasvecinas, se tienen en Panza e Irigoyen (1995), Coboset al. (2004) y Panza et al. (2005).

Como se mencionó en la descripción de la uni-dad, durante los trabajos de campo y levantamientode perfiles se recogieron numerosos ejemplares debivalvos (pectínidos, ostreidos y otros), gastrópodos(turritélidos dominantes localmente), equinodermos,braquiópodos, corales, dientes de seláceos y restosde cangrejos.

Entre los géneros y especies reconocidos, deacuerdo con las determinaciones de M. F. Rodrí-guez, cabe citar:Phyllum MolluscaClase BivalviaFamilia Glycimerididae Glycimerita cuevensis

(Ihering)Familia Lucinidae Pteromyrtea crucialis

(Ihering)Familia Veneridae Dosinia meridionalis

(Ihering) Retrotapes

striatolamellata (Ihering)

Austrocallista iheringi (Cossmann)

Familia Hiatellidae Panopea sp.Familia Ostreidae Crassostrea hatcheri

(Ortmann) Ostrea orbignyi (Ihering)Familia Pectinidae Reticulochlamys? sp.

Clase GastropodaFamilia Volutidae «Proscaphella» gracilior (Ihering) Proscaphella cosmanni (Ihering)

Odontocymbiola ameghinoi (Ihering)Familia Buccinidae Aeneator? annae (Ortmann)Familia Struthiolariidae Struthiolarella ameghinoi (Ihering)Familia Naticidae Polinices santacrucensis (Ihering)


Familia Scaphandridae Priscaphander? sp.Familia Turritellidae «Turritella» argentina (Ihering) «Turritella» ambulacrum (Sowerby)Familia Trochidae Tegula? sp.Familia Architectonicidae Valdesia (Valdesia) cuevensis (Ih.)Familia Muricidae Urosalpinx sp.Familia Cassidae Sconsia ovulum (Ihering)

Phyllum Brachiopoda

Familia Terebratillidae Gmelinmagas plicata Mariñelarena Bouchardia? sp.

Asimismo, en los distintos perfiles levantados sehan tomado numerosas muestras para estudios micro-paleontológicos, las cuales en su totalidad han resul-tado estériles.

Finalmente, ha sido coleccionada, por primeravez en la unidad, una flora fósil integrada por variostipos de hojas de angiospermas, en afloramientos si-tuados a la vera de la ruta nacional 3 poco al sur deComandante Luis Piedra Buena.

Ambiente de depositación

a. Generalidades

Las sedimentitas de la Formación Monte Leónindican un ambiente marino muy somero, y se handepositado en condiciones neríticas y litorales, talcomo lo revela la presencia de abundantes restosde organismos marinos dispersos en las sedimentitaso constituyendo bancos de coquinas, la existenciade glauconita y las estructuras sedimentarias, fun-damentalmente estratificación cruzada sigmoidal,flaser y ondulitas.

Las características de los depósitos correspon-derían a dilatadas planicies inter y submareales, confacies tanto de llanura arenosa como mixta o fango-sa, esporádicamente influenciadas por tormentas.Ocasionalmente se encuentran facies canalizadas,correspondientes a los canales de marea que surca-ban las planicies.

En casi toda la secuencia sedimentaria sonmucho más notorias las evidencias (fundamental-mente a través de las estructuras sedimentarias)de la acción de corrientes de mareas que de la

influencia del oleaje, pero en ambos casos con in-tervención de tempestades.

Las coquinas formadas por restos orgánicos nofragmentados (incluso con valvas cerradas) indi-carían zonas de poca energía, protegidas de la ac-ción del oleaje o corrientes, es decir, bahías oalbuferas, como señalaron Di Paola y Marchese(1973). No obstante, los bancos con fósiles tritura-dos y con mayor aporte clástico podrían revelarzonas de rompiente de olas, en playas más abier-tas. En muchos casos, sin embargo, las acumula-ciones organógenas representarían bancos de tor-mentas (tempestitas).

El contenido faunístico, y en particular los nu-merosos restos de cangrejos, así como la gran can-tidad de grandes ostras de valvas espesas, cuantio-sos pectínidos y restos de moldes internos de gas-trópodos, son reveladores de ambientes de aguassomeras, cercanas a la costa (Rossi de García y Levyde Caminos, 1984). También la asociación micro-faunística (Bertels, 1977) indica aguas pandas deprofundidades menores a los 50 m; a su vez, sugiereaguas templado-cálidas con paleotemperaturas su-periores a las actuales a igual latitud. A igual conclu-sión llegó Bellosi (1996), sobre la base del estudio delas colonias de ostras de la Formación Chenque(homóloga de la Formación Monte León en la Cuen-ca del Golfo San Jorge).

Con respecto a la asociación de foraminíferos,la escasez de planctónicos y la presencia del géneroCribrorotalia limitarían la profundidad del ambien-te marino a la plataforma interna, mientras que laexigua cantidad de miliólidos fue originalmente in-terpretada por Malumián (1978) como debida a bajasalinidad o más probablemente a desmejoramientoclimático. Sin embargo, el mismo autor (Malumián,com. pers.) estima ahora que es muy probable quela significativa ausencia de foraminíferos en la ma-yoría de las muestras, y la falta de miliólidos (gruponormalmente asociado a la existencia de algas enlas planicies de marea) podría indicar un medio to-talmente desfavorable para el desarrollo vegetal (enespecial de las algas) por la extrema abundancia devidrio volcánico fino en el ambiente.

La presencia de bancos de tobas, así como dematerial piroclástico como constituyente en ocasio-nes importante de las pelitas, fue considerado porBertels (1970), Di Paola y Marchese (1973) y Riggi(1978) como indicativo de episodios volcánicos co-etáneos en el ámbito cordillerano, cuyas cenizas ha-brían sido transportadas por los vientos hasta la cuen-ca de sedimentación patagoniense. Estos materia-


les, al enriquecer en sílice las aguas marinas, gene-raron en parte condiciones favorables para la proli-feración de organismos silíceos (diatomeas, espículasde esponjas, dinoflagelados) encontrados en variaslocalidades (Di Paola y Marchese, 1973; Panza eIrigoyen, 1995).

Por su parte, los estudios sobre los palinomorfosde origen continental (polen y esporas) y marino (quis-tes de dinoflagelados) realizados por Barreda yPalamarczuk (2000 a y b) en los perfiles de los mon-tes Entrada y Observación, revelan que en las áreascontinentales adyacentes a la cuenca marina habríanexistido bosques de coníferas (podocarpáceas yaraucariáceas), con mayor desarrollo de vegetaciónarbustiva en los términos más altos de la secuencia.También se reconocieron comunidades vegetales deagua dulce y salobre, propias de las áreas litorales.

b. Interpretación regional de lospaleoambientes

En toda la región de la costa atlántica, la Forma-ción Monte León está constituida por una secuenciamarina transgresiva dominada por mareas. Excelen-tes observaciones se pueden realizar en los acanti-lados costeros, por ser éstos los perfiles de aflora-miento situados más bajo estratigráfica y topográ-ficamente. Dentro de ellos, se destacan el clásicoperfil de punta Entrada y el de punta Quilla, con fa-cies de planicie intermareal cubiertas por faciessubmareales.

En los acantilados de la lobería de Pico Quebra-do, si bien no se hallaron estructuras que permitie-ran confirmar el tipo de costa, ésta también habríaestado dominada por mareas debido al estrecho pa-ralelismo con la cercana localidad de punta Entrada.Entre las similitudes, y a pesar de no verse bancosatribuidos a una llanura mixta en Pico Quebrado, seencuentran las mismas sucesiones de depósitos.Además, coinciden la forma en que se presentan lasdistintas litologías, llamando en particular la atenciónla existencia, en litofacies de llanura arenosa, de gran-des concreciones y los huecos dejados por las mis-mas al ser eliminadas por la erosión. Las pelitas fo-silíferas basales del perfil de la lobería de Pico Que-brado, por sectores se diferencian en calizas fosilí-feras, debido a la disolución y posterior reprecipita-ción del carbonato en la zona de interacción de lasaltas y bajas mareas actuales.

En las localidades restantes, como en los alre-dedores de la estancia Santa Rosa, en Cabeza delLeón y en Restinga Norte, sólo aflora el

subambiente submareal. En Santa Rosa la suce-sión, considerada de llanura arenosa y posterior-mente de llanura mixta, corresponde, como ya seexpresara, a un medio submareal de transgresión,ya sea por tener la misma situación topográfica queen los acantilados próximos, como por el mismocontenido de fósiles (entre los que se destacanpectínidos sumamente desarrollados) hallados, porejemplo, en la secuencia más completa de laRestinga Norte.

Con respecto a las estructuras presentes en lasareniscas, se trata de sigmoides, ondulitas (que enpunta Quilla y en Cabeza del León alcanzan longitu-des de onda de 20 a 30 cm), y megaripples.

Por su parte, en el perfil tipo del cerro MonteLeón se hallan los términos más altos de la forma-ción, cubiertos por la Formación Santa Cruz. Repre-sentan la sección estratigráfica superior, que comien-za con facies submareales y culmina con lasintermareales, propias de una secuencia regresivatambién de dominio mareal. En estratos considera-dos de llanura arenosa en esta localidad, se observalajosidad remarcando a los sigmoides.

Tanto en el Rincón del Buque como en la puntaSur del mismo está también representada la partesuperior cubierta por los depósitos basales de la For-mación Santa Cruz, esta última integrada por arcili-tas y limolitas laminadas de color gris oscuro algoverdoso.

En el Rincón del Buque afloran, con 7 a 8 m deespesor, depósitos de la llanura arenosa, con onduli-tas y estructuras entrecruzadas, en los que hay unaintercalación de caliza mamelonar gris blanquecina,muy dura. La misma estaría formada posiblementepor la disolución de megafósiles y la reprecipitacióndel material calcáreo, por acción del mar actual. Todoel paquete psamítico está cubierto por un delgadísimobanco de arenisca coquinoide, que tiene ostras en sumayoría enteras, por lo que la energía de las co-rrientes que la generaron ha sido baja a moderada.

En la punta Sur de Rincón del Buque hay unos 7m de la Formación Monte León con facies de llanu-ra mixta, caracterizadas por sigmoides y numerososejemplos de deformación por carga, que afectan in-cluso hasta a los bancos más potentes, de 40 a 50cm de espesor.

Las estructuras sedimentarias de Rincón delBuque y de la punta Sur confirman que la costa hasido también de tipo mareal en esta zona.

De la integración de perfiles en el valle inferiordel río Santa Cruz, desde la parte más baja en lasorillas del río, con los otros que consecutivamente


hacia el este corresponden a alturas topográficas cadavez mayores, se interpreta en ese orden, la existen-cia de un subambiente intermareal cubierto por unsubmareal, ambos pertenecientes a una secuenciatransgresiva, para un mar que fue invadiendo el con-tinente desde el sureste.

A su vez, los depósitos situados al este (perfilesdel cañadón Doraike y alrededores) son en compa-ración los más altos, y en consecuencia constituyenla sección superior de la Formación Monte León,que en este sector está también cubierta por la For-mación Santa Cruz.

A la altura del cruce con el gasoducto austral,poco al sur del perfil del cañadón Doraike, estaríarepresentado el offshore. Ya en el cañadón Doraike,en un perfil estratigráficamente superior al anterior,los depósitos se pueden adjudicar a las facies de lla-nura fangosa y, sobre ellas, las de la llanura mixta deun ambiente submareal en una secuencia regresiva.

En lo concerniente a los registros de la etapa detransgresión, éstos se inician con un subambienteintermareal, del cual en la base están expuestas lasllanuras fangosas en el cauce del arroyo ChikorikAike (donde se observan arcilitas tobáceas finamenteestratificadas y delgadas lentes de cineritas), en latapera Los Guindos (con chonitas bien estratifica-das) y, en ambas orillas del río, hasta las cercaníasde la chacra Los Plateados por el oeste.

Los ambientes de llanura mixta y, por encima,de llanura arenosa situados en la margen sur del ríoSanta Cruz (en el perfil del cañadón Casa Vieja frentea la estancia Chikorik Aike), donde están represen-tadas por areniscas, que muestran estratificaciónplanar y sigmoides, se interpretan como bancos la-terales a facies de canales de marea (bancos lenti-culares arenosos con artesas, y otros conglomerá-dicos con ondulitas).

Luego empieza el subambiente submareal, conla llanura arenosa caracterizada por sigmoides yondulitas, cubierta por la llanura mixta en el cañadónCasa Vieja y en la ruta provincial 17 en la bajada ala estancia Alun-Co. En esta última localidad, en fa-cies de llanura mixta se intercalan canales de mareaarenosos, de dirección aproximada N-S, con estruc-turas de canal en canal, con artesas y sigmoides.

El mencionado offshore del cruce del gasoductoen el cañadón Doraike podría indicar tanto la partesuperior de la secuencia de transgresión como la másbaja de la regresión. Es una secuencia finamente es-tratificada planoparalela, de tobas muy finas a arcili-tas tobáceas, en la que hay una posible capa de tor-menta intercalada en los niveles superiores.

La regresión marina se evidencia, en el perfildel cañadón Doraike, con un submareal que empie-za con la llanura fangosa (representada por arcilitas,con una fina intercalación de chonitas laminadas), ala que continuaría hacia arriba la llanura mixta. En-tre ambas habría otro banco de tormenta, represen-tado por areniscas coquinoides con gran fragmenta-ción de los fósiles.

Relaciones estratigráficas

En la comarca no aflora la base de la FormaciónMonte León. Se interpreta que una superficie local-mente erosiva pero regionalmente angular se encuen-tra en la base de la unidad, labrada como conse-cuencia de la transgresión progresiva del mar«patagoniense» (Panza e Irigoyen, 1995; Panza yMarín, 1998).

Poco al norte, la unidad se apoya solamente so-bre las areniscas eocenas de la Formación Man Aike(Panza et al., 2005), mientras que en el área inme-diatamente al nordeste está separada de la Forma-ción San Julián por una relación que en muchas opor-tunidades se dio como concordante, pero que en laactualidad se acepta que es de paraconcordancia(Panza e Irigoyen, 1995). Para Irigoyen (1989), laexistencia de un hiato entre las formaciones SanJulián y Monte León se sustenta por las observacio-nes de campo, especialmente por el análisis de lasfacies sedimentarias, que refleja que los procesos ycondiciones de sedimentación fueron diferentes.Náñez (1988, 1990) indicó que las diferencias en lasmicrofaunas de ambas unidades reflejan cambiospaleoecológicos y paleo-oceanográficos, quizás re-lacionados con variaciones relativas del nivel del mary con una discordancia.

Con respecto a su techo y su vinculación con losdepósitos continentales de la Formación Santa Cruz,tradicionalmente se estableció una relación de apa-rente concordancia y pase gradual, ya consideradapor Feruglio (1938, 1949). El pasaje se ubicó siem-pre en forma convencional en el último nivel de arci-litas portadoras de Ostrea hatcheri Ort. Asimismo,en la porción de la cuenca del Golfo San Jorge quese halla en el nordeste de la provincia, se registraríatambién un pasaje transicional entre la FormaciónSanta Cruz y la Formación Chenque (equivalentetemporal de la Formación Monte León), como fueseñalado por Bellosi (1998).

No obstante, los casos en que es posible la ob-servación de la relación con las sedimentitas neóge-nas de la Formación Santa Cruz son muy esporádi-


cos, porque el contacto está casi siempre muy cu-bierto por materiales de asentamientos, depósitos decobertura de pedimentos, regolito y rodados prove-nientes de la destrucción de las gravas de varios ni-veles de depósitos fluviales aterrazados o de agra-dación pedemontana.

Russo y Flores (1972) y Russo et al. (1980) se-ñalaron también un pase gradual y concordante, ci-tando entre ambas unidades una zona con intercala-ción de sedimentos marinos y continentales, fácil-mente identificables por su contenido paleontológi-co. Según estos autores, en los registros eléctricosde pozos aparece un cambio litológico muy marcado50 m por debajo del banco más alto con fósiles ma-rinos, convencionalmente elegido como límite entreambas unidades. Hasta el momento, ni los datos decampo ni la microfauna (prácticamente inexistente)han permitido comprobar esta posible interdigitaciónentre las dos unidades.

Por el contrario, para los sectores cercanos alpie de la cordillera, Giacosa et al. (1998) indicaronrelaciones de discordancia angular, situación ya re-velada por Hatcher (1903) y atribuida por Windhau-sen (1931) a los movimientos de ascenso de la zonaandina, que causaron la regresión del mar«patagoniano». De la misma forma se expresaronNullo y Combina (2002) para la relación con la For-mación Centinela al sur del lago Argentino, en la quehabría una suave discordancia con una leve angula-ridad que sería menor a 5 grados.

Ugarte (1958), con dudas, mencionó una ciertadiscordancia erosiva, de pequeña magnitud, entreambas unidades. Una discordancia erosiva fue tam-bién indicada por Marenssi y Casadío (2002).

Finalmente, en la comarca en estudio la Forma-ción Monte León está separada por discordanciaserosivas de los diversos depósitos de gravas y are-nas formados desde el Mioceno más alto hasta elPleistoceno.

Edad

En la literatura geológica, la ubicación temporalde la Formación Monte León ha variado de acuerdocon los distintos autores. Así, Camacho y Fernández(1956) consideraron que la transgresión comenzó enel Eoceno (¿superior?) debido a la presencia de pe-lecípodos de la especie Venericardia planicosta.

Otros autores le asignaron una edad oligocena(Riggi, 1978; Malumián, 1978), mientras que Wind-hausen (1931) y Bertels (1970) la ubicaron en elOligoceno superior (Chattiano según Bertels).

Hatcher (1900), Ortmann (1902), Wichmann(1922) y Feruglio (1949) señalaron que es del Oligo-ceno superior, pudiendo alcanzar al Mioceno infe-rior. A igual resultado llegaron Bertels (1975, 1980),Cione (1978), Rossi de García y Levy de Caminos(1984) y Náñez (1988), de acuerdo con los estudiosde mega y microfauna. Tournouër (1903) le otorgóedad miocena, si bien estimó que podría comenzaren el Oligoceno. Becker (1964), por su parte, la ubi-có en el Mioceno medio.

Malumián y Náñez (1998, 2002) acotaron la edadde la transgresión patagoniana al Oligoceno tardío -Mioceno temprano, sobre la base del estudio de fo-raminíferos, siendo ésta la edad más aceptada en laactualidad para la Formación Monte León.

Se ha datado una muestra del tope de la unidad enla localidad tipo, por el método 40Ar/39Ar sobre plagio-clasa, que dio un valor de 19,33 ± 0,18 Ma, es decirMioceno inferior (Fleagle et al., 1995), el cual corrobo-ra en buena medida la edad asignada a la unidad.

2.1.2. NEÓGENO

2.1.2.1. Mioceno

2.1.2.1.1. Mioceno inferior a medio

Formación Santa Cruz (2), (2a) parcialmen-te cubiertaLimolitas y arcilitas, en casos choníticas; areniscasmuy finas a medianas, a veces tobáceas. Escasastobas, chonitas y cineritas

Antecedentes

Bajo la denominación de Formación Santa Cruz(Zambrano y Urien, 1970) se incluye a un conjuntode sedimentitas y piroclastitas continentales, vari-colores, de amplio desarrollo en la costa atlánticaentre las rías de Santa Cruz y Gallegos, y en la re-gión cordillerana de la provincia de Santa Cruz.

Conocidos ya desde mediados del siglo pasado,los depósitos santacrucenses fueron vistos por pri-mera vez por Darwin (1846) en el valle del río SantaCruz.

A partir de entonces, fueron muy estudiados enrazón de la rica y variada fauna de vertebrados quecontienen, destacándose los trabajos paleontológicosde Florentino Ameghino (1889, 1894, 1898, 1906),que los denominó Formación Santacruceña, y lasexpediciones de Hatcher (1897, 1900, 1903), que losllamó Santa Cruz beds.


Una síntesis de los aportes realizados hasta me-diados del siglo XX se encuentra en las obras deFeruglio de 1938 y 1949. En la primera, este autorse refirió a la unidad como Santacruciano, mientrasque en la Descripción geológica de la Patagonia(1949) la denominó Santacrucense. En Marshall(1976) se enumeran todas las clásicas localidadesfosilíferas de la unidad y se reseñan las principalesexpediciones paleontológicas.

Muchas de las primeras investigaciones y co-lecciones de faunas fósiles fueron efectuadas reco-rriendo afloramientos situados en ambas márgenesdel río Santa Cruz, como por ejemplo en los viajesde Moyano y del Perito Moreno en 1877 o en elprimer viaje de Carlos Ameghino en 1887 (C. Ameg-hino, 1890).

La otra gran área de asomos explorada en elsiglo XIX y principios del XX corresponde a la re-gión costanera entre las rías de Santa Cruz, Coyle yGallegos, situada en su mayor parte dentro de lasHojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz. En estesector se destacan varios viajes de Carlos Ameghi-no, cuyos hallazgos fueron también descriptos porsu hermano Florentino (Ameghino, 1889, 1894, 1906),los de Mercerat (1896, 1897), los de Hatcher ya ci-tados, el de Tournouër (1903), diversas investigacio-nes de Feruglio (1938) y el estudio de Bordas (1941)de algunos fósiles hallados por Brandmayr en el Rin-cón del Buque.

La adecuación de los nombres Santacruciano ySantacrucense de los primeros trabajos geológicos

fue efectuada por Zambrano y Urien (1970) y porFurque y Camacho (1972), quienes utilizaron la de-nominación de Formación Santa Cruz, seguida porlos autores posteriores.

La unidad fue ampliamente reconocida en sec-tores al norte de la comarca durante los levanta-mientos de las Hojas vecinas Tres Lagos (Cobos etal., 2009) y Laguna Grande (Panza et al., 2005) y,al sur de la misma, por las contribuciones de Tauber(1994, 1996, 1997), autor que también reconoció laporción entre las estancias Cordón Alto y RincónGrande (Tauber et al., 2008).

Distribución areal

En las Hojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz,la Formación Santa Cruz cubre una gran superficie,aflorando fundamentalmente en el faldeo austral delvalle del río Santa Cruz y en toda la región costane-ra desde el Parque Nacional Monte León hacia elsur. En este último sector integra la parte superiorde las laderas de la alta meseta que miran al mar,destacándose sobre todo en el cerro Monte León(Fig. 15) y en el monte Observación y en el grananfiteatro conocido como el Rincón del Buque o laMedia Luna (Fig. 16). A partir de la punta Sur delRincón del Buque, forma los acantilados marinosactivos situados a ambos lados de la desembocadu-ra de la ría Coig. Muy cubierta por regolito o depósi-tos modernos, constituye también los flancos de va-rias depresiones endorreicas, como los bajos Gran-

Figura 15. Aspecto típico de la Formación Santa Cruz en inmediaciones del cerro Monte León, que se ve en últimoplano; limolitas, arcilitas y areniscas muy finas a finas, con estratificación plano paralela, y bancos arenosos ca-

nalizados con base erosiva.


de, de las Tres Lagunas, del cerro El Falso y de lasección Smith.

Con la excepción de los acantilados de la costa,en la gran mayoría de los restantes afloramientos sereconocen solamente perfiles aislados, por lo gene-ral de pocos metros de potencia; el resto está cu-bierto. Por ese motivo, en el plano geológico se re-presentó a la unidad con la leyenda de «parcialmen-te cubierta» cuando la cobertura es superior al 80 %de la superficie mapeada. En este caso, los pocosasomos visibles son de colores amarillentos y grises,claros a oscuros, con escasa o nula cobertura vege-tal, y en ellos solamente se destacan, desde lejos,bancos algo diferentes por su color o resistencia.

Los mejores perfiles que se pudieron levantar seobservan en la margen sur del río Santa Cruz, en elárea de las estancias El Vapor (más de 60 m, Fig. 17),San Ramón (Fig. 18) y La Santacruceña; en la franjacostanera entre el cerro Monte León (231 m) y elRincón del Buque (Fig. 16, 62 m visibles); y en elfaldeo occidental del cañadón Chikurik Aike (58 m)en la margen norte del valle del río Santa Cruz; esteúltimo perfil se ubica en el límite norte de la Hoja PuertoCoig, y fue ya descripto por Panza et al. (2005).

Litología

En la zona que abarcan las Hojas en estudio, lasecuencia es predominantemente clástica pero congran aporte piroclástico. Está representada por li-

molitas y arcilitas grises, amarillentas y verdosas (engran parte choníticas), areniscas muy finas a media-nas y tufitas de color gris blanquecino y gris azulado,entre las que se intercalan delgados bancos de tobascineríticas y terrosas grises, blanquecinas y casta-ñas.

Debido a las características litológicas de la For-mación Santa Cruz, los afloramientos presentan for-mas erosivas muy típicas, en tubos de órgano, o con-forman un paisaje de badlands o huaiquerías, enparte con numerosos sumideros. Siempre son aso-mos muy cubiertos, en muchos casos por su propioregolito.

Predominan las limolitas, arcilitas y areniscasmuy finas a finas con estratificación plano paralela,con algún delgado estrato lenticular de areniscasmedianas a gruesas intercalado, por lo general fria-bles, que llegan a ser arenas sueltas. Las variedadesarenosas son líticas y contienen abundante materialpiroclástico fino, por lo que casi siempre son varie-dades tufíticas. Son comunes en las psamitas lasconcreciones ferruginosas y calcáreas subesféricas,discoidales o irregulares.

Intercalados entre las pelitas y areniscas hay pa-quetes de bancos tabulares de tobas, chonitas ycineritas, en general de colores más claros y raravez finamente estratificadas.

El color de conjunto dominante es gris amari-llento a verdoso y gris claro a azulado y oscuro, perolas intercalaciones finas de tobas y cineritas de to-

Figura 16. Acantilado subvertical en la punta Sur del Rincón del Buque. Alternancia de estratos planoparalelos delimolitas, arcilitas y algunas areniscas de la Formación Santa Cruz que cubren a un delgado espesor de limolitas

y areniscas finas de la Formación Monte León en la base del perfil.


nalidades castañas, grisáceo violáceas y blanqueci-nas, suelen ser muy notorias en los perfiles y por ellopueden ser utilizadas como capas guía locales.

Muchos estratos de areniscas medianas a grue-sas, y hasta conglomerádicas, de coloración gris ygris azulada, son lenticulares, con base erosiva y seobservan en ellos estructuras de corriente, tales comoestratificación entrecruzada en artesas. En su granmayoría estos depósitos indicarían canales muy

pandos y extendidos, con anchos variables entre 6 y100 m y profundidades que en general no superaríanlos 3 a 6 m, pero excepcionalmente se tienen ejem-plos mucho más grandes.

a. Margen sur del valle del río Santa Cruz

En buena parte de este sector, y principalmenteen las barrancas situadas entre las estancias El Va-

Figura 17. Perfil de la Formación Santa Cruz al este de la estancia El Vapor, margen sur del valle del río SantaCruz. Varios ciclos de depositación compuestos por estratos planoparalelos de planicie de inundación (arcilitas ylimolitas, con escasas tobas), delimitados por lentes oscuros de areniscas medianas a gruesas, muy extendi-

dos y con geometría de canales fluviales.

Figura 18. La Formación Santa Cruz en el perfil ubicado al este de la estancia San Ramón, en la margen sur delvalle del río Santa Cruz. Está compuesta por secuencias de arcilitas, limolitas tobáceas y areniscas finas, propias

de un ambiente de llanura de inundación.


por al oeste y La Santacruceña al este, la Forma-ción Santa Cruz generalmente está afectada por lomenos por dos superficies de pedimentación, y susafloramientos se hallan muy cubiertos por los mate-riales en tránsito que tapizan dichas superficies, asícomo también por depósitos de asentamientos, eóli-cos o por su propio regolito.

Solamente en los cauces de algunos cañadonesefímeros es donde se pueden observar algunos cor-tes naturales en los que se reconocen pocos metrosde pelitas, tobas finas y areniscas, fundamentalmen-te. Si bien de acuerdo con los datos altimétricos launidad en el sector debe superar los 150 a 180 m deespesor, la gran cobertura determina que todos losperfiles sean parciales e incompletos, aflorando soloentre 15 y 30 m por lo común, con raras excepcio-nes de mayor potencia. Tauber et al. (2008) reco-nocieron parte de este sector, determinando nume-rosos sitios paleontológicos.

Poco al este de la estancia El Vapor afloran de-pósitos de la Formación Santa Cruz, que en conjuntoson de color arena hasta gris claro y tienen una po-tencia de unos 60 m, con su base cubierta.

Dominan en el perfil sucesiones potentes de es-tratos plano paralelos pelíticos, de arcilitas y limoli-tas subordinadas, que en los 15 m inferiores sonpor lo general tobáceas. Se observan asimismo dosmuy delgados bancos (de 0,50 m cada uno) de to-bas finas a cineritas castañas, relativamente fria-bles y con bioturbación con tubos subverticales. Seintercalan en la secuencia numerosas y delgadaslentes de areniscas, con dimensiones que van des-de los 10 m de longitud y 0,50 m de espesor hastaotras de 40 m de extensión y 8 m de espesor máxi-mo.

Las arcilitas son, en su mayoría, grises, claras amedianas hasta casi negras y están muy cubiertaspor su propio regolito. Son macizas o a veces algolajosas hasta bien laminadas, pudiendo estar biotur-badas. Unas pocas son de color castaño amarillentoy forman pequeños resaltos duros, discontinuos. Sue-len tener niveles con concreciones castaño rojizasirregulares, en forma de «muñecos de tosca», dehasta 40 cm de diámetro. Cuando tienen participa-ción piroclástica, que puede llegar a ser muy abun-dante, son de color gris castaño claro, macizas, frag-mentosas y más consolidadas.

El color de las limolitas varía entre gris amari-llento y gris verdoso; son rocas friables o bien frag-mentosas, por lo general macizas o en casos fina-mente estratificadas. Son comunes los niveles conconcreciones.

Las secuencias pelíticas tienen espesores quevarían entre 5 y 12 m, y en ocasiones se disponencomo alternancias de estratos de arcilitas de 1,50 a2 m de potencia individual, con otros de limolitas de0,30 a 0,40 metros.

Algunos bancos de pelitas tienen bioturbaciónen forma de tubos de distintos tamaños, con colora-ción rojiza por óxidos de hierro, así como restos decarbón, marcas de tallos y fragmentos óseos demamíferos fósiles (articulaciones, algunas vértebras,trozos de costillas y placas de caparazón).

La casi totalidad de las lentes son de areniscasmedianas a gruesas y hasta sabulíticas, de color grisoscuro a casi negro y de composición lítica, ya quese observan en ellas clastos oscuros basálticos y otrosmás claros de arcilitas y tobas. Tienen variado gra-do de friabilidad, y en los casos más consolidados sedestacan como cornisas, mientras que las más fria-bles se erosionan como tubos de órgano. Son comu-nes los niveles de concreciones subesféricas u ovoi-dales, castaño rojizas, y con cemento carbonático oferruginoso que las hace muy duras; su tamaño va-ría desde 10 a 70 cm de diámetro máximo. Se ventambién hiladas irregulares de «cristales de arena»y «muñecos de tosca».

Estos bancos lenticulares tienen, en algunos ca-sos, una base netamente erosiva, y muchos se ca-racterizan por la presencia de artesas, por lo comúnmal conservadas.

Ocasionalmente son areniscas tobáceas, con granproporción de material piroclástico, de color castañoclaro a rojizo y con abundante cemento calcáreo queles otorga gran dureza.

En detalle, el perfil levantado al este de la estan-cia El Vapor (perfil 1, Fig. 19; veáse Fig. 40 en pág.91), está integrado, desde la base hacia el techo, por:

Base: cubierta4,00 m Limolitas castaño amarillentas, fria-

bles, en casos algo laminadas, conmanchas dispersas de óxidos de hie-rro. Los 2 m basales son de color grismediano y pasan, en forma muy difu-sa, a areniscas muy finas, líticas, casitotalmente sueltas.

1,00 m Arcilitas tobáceas a chonitas, de co-lor gris oscuro, macizas, con restoscarbonosos.

2,00 m Tobas o limolitas tobáceas de tonogris claro, macizas, consolidadas.Huesos rotos de mamíferos en el de-rrubio.


8,00 m Arcilitas tobáceas, de color gris casta-ño claro, macizas o fragmentosas, enalgún caso con marcas de tallos. In-tercalado hay un nivel de 1 m de limo-litas tobáceas grises algo verdosas,con erosión en tubos de órgano.

1,00 m Tobas finas a cineritas, castañas,como dos bancos de 0,50 m cadauno. Separados por un sector pigmen-tado de color morado violáceo, conmarcas de bioturbación como tubosverticales de unos 10 cm de longitud,rellenos por material arenoso.

0,10/0,30 m Delgada capa arcillosa gris clara, frag-mentosa, con bioturbación y con pe-queños septarios.

1,00 m Estrato lenticular, con base erosiva yprobables artesas muy difusas, queforma una pequeña cornisa. Es unaarenisca gruesa a sabulita, de colorgris oscuro a castaño, lítica (clastosde basaltos y otros de tobas y/o arcili-tas). Escasas concreciones subesféri-cas, rojizas de 10 a 15 cm en el techodel estrato.

5,00 m Secuencia de rocas pelíticas en ca-pas paralelas de 0,50 a 1,50 m, total-mente cubiertas. La mitad superior esde color gris claro a gris amarillento,la inferior es gris oscuro. A 3 m deltecho hay una arcilita fragmentosacasi negra,

0,50 m Nuevo banco lenticular, de 10 m delongitud por 0,50 m de espesor máxi-mo, con artesas mejor conservadas.Son arenas líticas medianas a grue-sas, hasta sabulitas, de color grisoscuro, con grandes concrecionesarenosas ovoidales castaño rojizas,de 60 x 30 cm, con cementos carbo-nático y ferruginoso.

8,00 m Alternancia de bancos de 0,30 a 0,40m de limolitas de color gris amarillentofragmentosas (a veces finamente estra-tificadas) con otros de arcilitas de tonogris mediano, macizas o algo lajosas,con espesores de 1,50 a 2 metros. Alos 2 m de la base hay arcilitas bienlaminadas. Algunos niveles de concre-ciones pequeñas, así como algunaaislada de 80 cm de diámetro por 40cm de alto, color castaño rojizo.

1,50 m Intercalación lenticular gris oscura anegruzca, con base erosiva. Formacornisa. Son areniscas medianas agruesas, con insinuación de artesas.

6,00 m Sucesión de arcilitas tobáceas (rarolimolitas), grises, claras a verdosas,en bancos delgados macizos o algu-nos paquetes finamente estratificados.Hacia la parte superior, dos nivelescon hiladas de concreciones irregula-res rojizas.

10,00m Arcilitas fragmentosas que formanuna secuencia plano paralela de colo-ración dominante castaño amarillenta,con una fina estratificación en capasde 5 a 10 cm.

1,00 m Resalto de color gris negruzco, conaparente base erosiva y con sectoresbien resistentes, lajosos, castañorojizo oscuro, que se disponen comolente de 20 a 30 cm de espesor. Sonareniscas líticas medianas a gruesas,consolidadas.

6,00 m Nueva secuencia de arcilitas de colo-res dominantes castaño amarillentoclaro (rocas en general macizas) ygris claro (arcilitas tobáceas fragmen-tosas, duras, en casos con bioturba-ción y teñidas por óxidos de hierro).Paquetes que tienen espesores de0,50 a 0,80 m, y no forman resaltosen el perfil.

4,00 m Areniscas tobáceas y tobas macizas,de color castaño claro, algo consolida-das, en paquetes de 1,00 a 2,00 m enlas que a veces se intercala algunalente de arenisca mediana cuarzo-lítica, de unos 6 m de longitud y 0,10m de espesor, muy dura por el cemen-to calcáreo por lo que forma una corni-sa castaño rojiza, bien notoria. Haciala base, pequeños banquitos (10 a 15cm) de tobas rojizas silicificadas, muyduras.

3,00 m Areniscas gruesas a sabulitas negruz-cas, friables, con pequeños clastos debasalto. Banco lenticular, con estruc-turas en artesas y base quizás erosi-va.

8,00 m Secuencia de arenas gruesas líticasnegruzcas, friables, con erosión enforma de tubos de órgano. Hacia el


techo, un nivel con grandes concrecio-nes subesféricas castaño rojizas, de60 a 70 cm de diámetro, con líneasque reflejarían estructuras internas.En sectores hay hiladas irregulares de«cristales de arena» y «muñecos detosca».

11,00 m Secuencia arcillosa tobácea, casta-ño amarillento a gris. Rocas por locomún fragmentosas, las amarillentasson más macizas y hacen pequeñosresaltos, mientras que las grises sonmás laminadas. Hay delgados nivelescon pequeñas concreciones castañorojizas, tipo «muñecos de tosca», yalgunos niveles pelíticos tienen biotur-bación en forma de tubos de distintostamaños, con óxidos de hierro.

1,00 m Remata el perfil con una areniscagruesa lítica, gris oscura, con muchocemento carbonático que forma con-creciones subesféricas a ovoidales(tamaño pugilar) y «cristales de are-na».

Otra interesante localidad con afloramientos dela Formación Santa Cruz se encuentra al este de laestancia San Ramón, donde se ha levantado un per-fil de 35 m de espesor visible, en el cual la unidadestá conformada por tres secuencias granodecre-cientes de estratos tabulares plano paralelos. La baseestá cubierta, mientras que en su techo dos metrosde rodados tapizan una superficie de pedimentación,enmascarando la parte superior de la formación (per-fil 2, figura 19).

Cada una de las secuencias se inicia con arenis-cas muy finas a finas, continúa con limolitas y/o ar-cilitas, y en casos también con pelitas tobáceas.

Hacia los términos superiores del perfil se loca-liza un espeso banco (4,50 m) de una cinerita grisblanquecina, maciza y algo consolidada.

Las areniscas líticas son de color gris a gris azu-lado, hasta rojizo en los sectores con óxidos de hie-rro, pasando de friables hasta algo consolidadas; lapotencia individual no supera el metro. En la secuen-cia superior, la arenisca parece tener una estructuramuy difusa, y hay asimismo unas pocas capitas gri-ses, claras, de pelitas dentro de la arenisca.

En cuanto a las limolitas, son de color gris me-diano a oscuro, friables y en partes tienen óxidos dehierro y algunas concreciones subesféricas rojizomoradas, de 15 a 20 centímetros. En algún nivel se

hallaron un fragmento óseo y una placa de capara-zón. Por su parte, las arcilitas son castañas, amari-llentas y grises, se presentan fragmentosas o lami-nadas y pueden tener intensa bioturbación.

Las pelitas que tienen mezcla de materiales delluvias de cenizas son de tono gris a gris amarillento,terrosas y más consolidadas, por lo que pueden cons-tituir pequeños resaltos. Se erosionan en forma detubos de órgano, y en algún banco se forman peque-ños sumideros.

Siguiendo al nordeste, en el sector del cerro Pirá-mide, la Formación Santa Cruz está bien desarrolladay responde a las características generales del área.Está afectada por suaves alabeos y se erosiona deuna manera escalonada, donde los bancos más resis-tentes tienen un trecho más o menos horizontal hastala pendiente, y en las porciones inferiores se observaerosión en tubos de órgano, sobre todo en las pen-dientes asociadas a los materiales más oscuros. Elespesor total de la unidad en la localidad es de unos150 a 160 m, de acuerdo con el mapa topográfico.

Unos 35 km al este de la estancia La Santa-cruceña se encuentra el cañadón Doraike, en cuyamargen derecha asoma la parte basal de la Forma-ción Santa Cruz, que se dispone en aparente rela-ción de discordancia erosiva sobre las sedimentitasmarinas de la Formación Monte León, antes des-criptas (perfil 4, figura 19).

La secuencia continental tiene varios nivelesguía, delgados (0,80 m cada uno), de tobas y cineritasde coloraciones blanquecinas a grises, muy claras.Dichas piroclastitas están intercaladas entre estra-tos lenticulares de areniscas medianas, de color grisazulado (a rojizo por óxidos de hierro), con artesas,así como otros plano paralelos que en su mayoríason de arcilitas grises, oscuras, fragmentosas. En laparte media a superior de la columna aflorante (deuna potencia aproximada de 23 m) hay un delgadobanco plano paralelo (0,50 m) de una arenisca finadorada, casi arena por lo friable.

Si bien las areniscas de las lentes son tambiénfriables, hay sectores en los que forman cornisasdebido a que están mucho más consolidadas. Unode los paleocanales, situado a pocos metros del con-tacto con la Formación Monte León, a pesar de quese encuentra semicubierto por detritos, sería un es-trato lenticular de sólo 10 m de ancho por 3 m deespesor, con bioturbación en la base del estrato ylabrado en bancos de tobas silicificadas macizas.

Por debajo de dichas tobas, hay dos metros dearcilitas grises, oscuras, laminadas, que en superfi-cie meteorizada son de tonalidad algo celeste.


El contacto con la Formación Monte León es unbanquito irregular de una toba silicificada con frac-tura concoide, de 8 a 15 cm de espesor.

Un perfil de características similares a las delcañadón Doraike se localiza a la vera de la ruta na-cional 3 unos pocos kilómetros al norte de la estan-cia Monte León, hoy Administración del ParqueNacional del mismo nombre. En ese sector la For-mación Santa Cruz se presenta casi en su totalidadcubierta por depósitos modernos, por lo que la sec-ción en cuestión, con 26 m de potencia, es casi elúnico asomo identificable de la unidad (perfil 5, figu-ra 19).

En esta sección (Fig. 20), que corresponde tam-bién a los niveles más bajos de la formación, los es-tratos plano paralelos de arcilitas, grises algo verdo-sas, están en mayor número y alcanzan una poten-cia superior (hasta 4,50 m) con respecto al perfil delcañadón Doraike, y se reconoce en algunos de ellosabundante yeso bien cristalizado. Las lentes areno-sas, de color gris azulado, son de granulometría finahasta gruesa, en casos son tufíticas, y sus espesoresson reducidos (0,30 m la más delgada hasta 1,50 mla más potente).

Se destacan claramente tres niveles delgados(0,80 a 1,20 m) de cineritas terrosas, de tonalidad

Figura 19. Perfiles de la Formación Santa Cruz. 1: perfil al este de la estancia El Vapor. 2: perfil al este de la estan-cia San Ramón. 3: perfil situado al este de la estancia María Cristina. 4: perfil en el cañadón Doraike. 5: perfil al

norte de la estancia Monte León, y 6: perfil en la ladera suroriental del cerro Monte León.


gris blanquecina, en algún caso como notoria corni-sa. Uno de los depósitos piroclásticos, situado cercade la base de la columna visible, es el relleno apa-rente de una depresión, que se relacionaría con elpaleocanal detallado en el cañadón Doraike, tantopor posición estratigráfica como por topografía. Lasecuencia tobácea está limitada en su base por unasuperficie erosiva, y se inicia con una cinerita grisblanquecina (0,80 m), hacia arriba pasa a una tobalajosa y de color gris más oscuro (0,50 m) hasta quese confunde con la toba a cinerita gris blanquecinacorrespondiente al tercer banco guía, como si esteúltimo depósito hubiera terminado de nivelar unpaleorelieve.

En toda el área inmediatamente al sur de la es-tancia Monte León, la Formación Santa Cruz se lo-caliza solamente en unos pocos cortes artificiales alo largo de la ruta nacional 3, hasta la subida a lapampa de Monte León, cubierta por las gravas delos Depósitos del Nivel II de agradación pede-montana.

El corte topográficamente más bajo, a pocos cen-tenares de metros del casco de la estancia, muestrauna secuencia de estratos, de tonalidad gris amari-llenta, de chonitas arcillosas a cineritas macizas (de

0,80 a 1,20 m cada uno), intercalados con otros, decoloración gris mediana a oscura, de areniscas líti-cas medianas, con base erosiva, estructuras de co-rriente tipo artesas y abundantes clastos blandos dearcilitas y/o tobas finas. Estos bancos revelan, al serobservados desde lejos, una cierta lenticularidad; elespesor de cada banco es de 0,80 a un metro. Se-rían pequeños ciclos granodecrecientes, de arenasabajo y tobas arriba, que a su vez se van hacen másdelgados hacia arriba, pasando de 2,00 a 1,50 m cadaciclo, por lo que serían también estrato decrecien-tes.

Siguiendo hacia el sur se encuentran otros aflo-ramientos topográfica y estratigráficamente más al-tos, en los que se destacan un par de paleocanalesarenosos, entre los que existen depósitos propios dellanura de inundación, tales como tobas de color grisamarillento, macizas, en bancos plano paralelos deun metro aproximado de espesor, y otros, muy cu-biertos, de arcilitas de tonalidad grisáceo negruzca,fragmentosas.

Uno de los paleocanales (Fig. 21 a y b) es detamaño considerable, ya que habría tenido unos 100m de extensión lateral y hasta 7,50 m de profundi-dad. Está compuesto por areniscas medianas a grue-

Figura 20. Formación Santa Cruz al este de la ruta nacional 3, al norte de la estancia Monte León. Vista del perfil,unos 25 m visibles, con tres bancos de cineritas gris blanquecinas que se destacan en una sucesión de arcilitas

y limolitas tobáceas.


Figura 21a. Gran paleocanal de la Formación Santa Cruz situado a la vera de la ruta nacional 3, muy poco al surde la estancia Monte León. Tiene unos 100 m de ancho y una profundidad máxima de 7,50 m y está constituido

por areniscas medianas a gruesas gris azuladas con una compleja estructura de artesas y lentes entrecruzadas.Hacia la izquierda el estrato se acuña, dentro de una secuencia de tobas y arcilitas de facies de llanura de inun-

dación.

Figura 21b. Detalle de la fotografía 21a.


sas, de color gris azulado, muy friable y con secto-res más consolidados. Se observan hiladas de clas-tos blandos de tobas y arcillas, formando casi siem-pre láminas blanquecinas que remarcan numerosasestructuras en artesas y otras que parecen tratarsede crecimiento de barras.

Un segundo paleocanal, situado en una posicióninferior en el perfil, habría sido más pequeño, con unancho visible de 25 a 30 m y un espesor de 1,20 m,base erosiva y neta forma lenticular. Se trata de tufi-tas de coloración gris amarillenta, finas a medianas,también con clastos pequeños de tobas y/o arcilitas.

b. Margen norte del río Santa Cruz (bordesur de la pampa Alta)

La mayor parte de la barranca sur de la pampaAlta, es decir, la que forma la margen norte o iz-quierda del gran valle del río Santa Cruz, se encuen-tra en el extremo noroccidental de la comarca enestudio.

La generalidad de las laderas que forman el cuer-po de la gran meseta, y las de los valles de los gran-des colectores troncales que desembocan en el ríoSanta Cruz (como por ejemplo, los cañadones Gran-de, Quemado, Cartucho y Chikurik Aike) están casitotalmente cubiertas por materiales modernos.

Son escasísimos los lugares en los que se obser-va solo un regolito básicamente pelítico o arenosomuy fino, gris amarillento o verdoso claro, donde esimposible tomar muestras frescas, pero que revelaque inmediatamente por debajo se halla una unidadque, por topografía, no es otra que la Formación SantaCruz.

Un perfil bastante completo de la parte superiorde esta formación, con una potencia visible de pocomás de 50 m, se encuentra al sureste de la estanciaMaría Cristina, en el camino al puesto La Argentinade ese mismo establecimiento (Fig. 22).

En esta localidad (perfil 3, figura 19) la unidadestá conformada por ciclos granodecrecientes deestratos tabulares planoparalelos, entre los que seintercalan escasas lentes arenosas muy extendidas,con sección de canal a veces visible.

Los ciclos sedimentarios se inician con arenis-cas de tonalidad grisáceo castaña algo verdosa, muyfriables y con erosión en forma de tubos de órgano,seguidas hacia arriba por pelitas en general frag-mentosas. Las secuencias pelíticas están dadas porbancos de limolitas grises, oscuras, alternantes conotros de arcilitas de color castaño y amarillento cla-ro, que constituyen las pendientes más acentuadas.Hacia los niveles inferiores y medios del perfil, escomún que tanto unas como otras tengan mezcla

Figura 22. Perfil de la Formación Santa Cruz al sureste de la estancia María Cristina. Se destaca una alternanciade estratos tabulares de limolitas grises y de arcilitas gris amarillentas, con unos pocos resaltos de areniscas

finas hasta medianas, en bancos y lentes entrecortados, con artesas muy poco marcadas.


con materiales piroclásticos. Si se considera el es-pesor de cada paquete pelítico, éste es mayor que elde cada lente arenosa del ciclo correspondiente, perola relación se invierte si se analiza la potencia de losestratos individuales.

Entre las lentes arenosas, las dos inferiores sonde poco extensión lateral (hasta 6 m) y espesor (0,40y 2,00 m respectivamente). Están constituidas porareniscas finas de color gris claro o gris algo verdo-so, ésta última bastante consolidada; se observan enella pequeñas concreciones subesféricas, de 5 a 8cm de diámetro, que remarcan estructuras en arte-sa. Con respecto a la arenisca de posición superioren el perfil, se comprueba que, en dirección oeste-este, es de tamaño considerable, con unos 200 m deextensión y hasta 15 m de espesor. Son areniscasmedianas, castaño verdosas, muy friables, con pe-queñas concentraciones de material carbonático.

En la base de la columna aflorante hay un pa-quete de color naranja que es una alternancia depequeñas lentes de limolitas a areniscas muy finas(de 0,5 a 6 cm) con otras arcillosas finamente lami-nadas, de pocos milímetros, que resaltan por su ma-yor dureza.

Visto en detalle, el perfil realizado al este de la es-tancia María Cristina (perfil 3, figura 19) comprendelos siguientes términos, desde la base hacia el techo:

Base: cubierta2,00 m Paquete de color de conjunto naranja,

que es una alternancia de muy peque-ñas lentes de limolitas a areniscas muyfinas, de 0,5 a 1 cm de espesor (máxi-mo 5 a 6 cm) con otras de arcilitas fina-mente laminadas, de 2 a 3 mm, queresaltan por su mayor dureza.

1,00 m Arcilita de color gris castaño, fragmen-tosa, con abundante óxido de hierrocomo impregnación superficial y en con-creciones, que en casos son de formasirregulares, de 2 a 6 cm, que se desta-can claramente.

7,00 m Limolitas tobáceas fragmentosas, decolor gris mediano a oscuro, a veces griscastaño, que a un metro del techo inter-cala una lente de areniscas finas de tonogris claro, de 0,40 m de espesor máximoy una longitud de unos 6 metros.

1,80 m Arcilitas tobáceas, castañas, fragmen-tosas.

2,00 m Estrato lenticular con espesor máximode 2 m (mínimo, 1,00 m), excavado en

las arcilitas inferiores. Son areniscasfinas, grises, algo verdosas, algo consoli-dadas, con algunas pequeñas concrecio-nes subesféricas de 5 a 8 cm de diáme-tro, que remarcan estructuras tipo arte-sa.

8,00 m Secuencia integrada por un par deestratos de limolitas tobáceas de tonogrisáceo oscuro (1,00 m c/u) y otrosdos de arcilitas tobáceas amarillentoclaras más delgadas, en la que se inter-cala hacia el techo un estrato de arenis-ca fina maciza, de color gris castañoverdoso, de 2,00 m y hacia abajo otracapa arenosa similar pero de 1,30 m;ambos niveles se destacan por la ero-sión como tubos de órgano.

12,00m Sucesión plano paralela en la que, ha-cia la base, predominan estratos másespesos de limolitas tobáceas fragmen-tosas oscuras, y hacia la parte superiordominan los bancos claros de arcilitastobáceas de color gris castaño. Se en-cuentran también pequeños estratos deareniscas finas a medianas, de colorgris castaño algo verdoso, de 0,30 a0,50 metros.

1,50 m Arenisca mediana, castaño verdosa,muy friable, con puntos y manchasblancas de carbonato. Debe destacarseque, en dirección al este, el banco seconvierte en una gran lente canalizada,de unos 10 a 15 m de espesor máximoy un ancho de unos 200 metros.

9,00 m Secuencia similar a las anteriores, delimolitas oscuras predominantes (queforman la parte más tendida del perfil) yarcilitas castaño claras, que dan peque-ños resaltos, en forma subordinada. A 2m del techo hay una pequeña lente dearenisca mediana, gris, con tubos deórgano, de 0,50 m de espesor.

1,20 m Arenisca mediana, castaño verdosa,lítica, muy friable, que forma un bancocon costras endurecidas y erosióncomo tubos de órgano, notable por sucolor oscuro.

7,50 m Nueva secuencia alternante de bancosplano paralelos de limolitas de color grisoscuro y de arcilitas castañas, con pre-dominio de las primeras.

Techo: cubierto


Sin duda el perfil más importante del sector es elque se encuentra en la margen occidental del caña-dón Chikurik Aike, a pocos kilómetros al oeste de laruta provincial 17 y justo en el límite norte de la HojaPuerto Coig (coordenadas 50°00’ LS, 69°30’ LO).En razón de su ubicación, el mismo ya fue descriptoen detalle por Panza et al. (2005) en el informe de laHoja Laguna Grande.

Sobre una base cubierta, el perfil aflorante co-mienza con un pequeño espesor (4,00 m) de arcilitasy limolitas, de color gris verdoso, fragmentosas, encuyo derrubio se descubrieron restos de mamíferosfósiles y trozos de madera petrificada. Son seguidashacia arriba por una secuencia de color gris castañoa gris rosado, de 7,50 m, compuesta por niveles pla-no paralelos de areniscas muy finas tobáceas casta-ño amarillentas (en bancos de 0,50 a 0,80 m), aso-ciados con otros más friables de tobas arenosas te-rrosas castaño grisáceas, más espesos (1,00 a 1,20m). Un banco gris castaño de una chonita algo arci-llosa, (1,00 m) resalta claramente como un nivel guíalocal por encima del paquete anterior. Una espesasecuencia (18,50 m) de areniscas muy finas a limo-litas tobáceas de tono gris verdoso, macizas, concolor de conjunto gris mediano a gris oscuro, yacepor encima del nivel chonítico. De lejos se ve unaestratificación plano paralela bien notable en capasdelgadas (0,30 a 0,60 m), en la que los niveles másarenosos se recortan con incipientes formas de ero-sión en tubos de órgano. Siguen pelitas grisáceo ver-dosas muy finamente laminadas (2,00 m) y a conti-nuación otro banco muy distintivo, gris oscuro a ne-gruzco, de una arenisca fina a mediana lítica, maci-za y algo tobácea, de un metro de espesor. Una nue-va secuencia (6,00 m) de areniscas muy finas a li-molitas de color gris amarillento, algo verdosas, conabundante óxido de hierro, sigue hacia arriba. Vistaen detalle, se trata de pequeños banquitos (5 a 15cm de espesor individual) que forman paquetes de1,50 a 2,00 metros. Se intercalan algunos estratosde 0,30 a 0,50 m, de tonalidad gris verdosa, de are-niscas muy finas tobáceas macizas. Por encima, tresciclos granodecrecientes, que tienen en conjunto12,60 m, desde lejos se destacan como una fina al-ternancia de capas plano paralelas de color gris os-curo a gris claro, con espesores entre 0,50 a 0,80 m,que van desde limolitas hasta areniscas muy finas yfinas. Cada ciclo está formado, en la base, por unestrato de areniscas finas (rara vez medianas), líti-cas, tobáceas, con concreciones discoidales aisla-das. Hacia arriba los paquetes se van haciendo are-nosos muy finos a limolíticos, en casos muy arcillo-

sos. Culmina la sección visible con más de 5 m detobas finas y normales vítreas, de color gris claro arosado, macizas, en capas de 0,80 a 2 m de espesor.

Una cobertura de más de 4 m de gravas corres-pondientes al segundo nivel de agradación pedemon-tana cubre en discordancia erosiva a la FormaciónSanta Cruz.

c. Sector costanero oriental: Pico Quebra-do, Parque Nacional Monte León, cerroMonte León

En los faldeos de las mesetas y en los acantila-dos de la costa atlántica es donde se localizan losmejores y más completos perfiles de la FormaciónSanta Cruz en la comarca correspondiente a lasHojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz.

No obstante, en muy pocas ocasiones se encuen-tran secuencias completas debido a la gran cobertu-ra por depósitos modernos y por el propio regolito dela unidad. Por lo tanto, en la casi totalidad de loscasos se tienen perfiles parciales, con potencias quevarían entre los 10 y los 30 m, estando el resto total-mente enmascarado.

De norte a sur, los primeros asomos de la For-mación Santa Cruz se observan en las inmediacio-nes del Pico Quebrado, poco al sudoeste del monteEntrada y de la ría de Santa Cruz.

En los faldeos de la alta meseta coronada porgravas de los niveles II y III de agradación pede-montana se hallan muy escasos asomos de las rocassantacrucenses, en particular en las cabeceras delos cortos cauces efímeros que desaguan en el mar.Allí, la erosión fluvial ha dejado visibles unos pocosmetros (en general, no más de 10 m), muy cubiertosy de colores dominantes grises, amarillentos o algorojizos, en los que son muy notorios un par de nive-les delgados de cineritas blanquecinas.

Se trata de secuencias planoparalelas de estra-tos tabulares grises y amarillentos de tobas, arcilitasy limolitas tobáceas, además de los niveles cineríti-cos blancos, en las que se intercalan estratos lenti-culares de colores gris oscuro a gris azulado, exten-didos, con sección de canal, base erosiva y espeso-res máximos de 1,50 a 6 metros. Estas lentes tienenestructuras en artesa, se erosionan en forma de tu-bos de órgano y están formadas por areniscas me-dianas a finas bastante friables.

Ya dentro del ámbito del Parque Nacional Mon-te León (Figs. 15 y 23), la unidad tiene una expre-sión mucho más importante y destacada, con susmejores afloramientos en las secciones del cerro


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Monte León y del monte Observación, en los que lasecuencia continental se halla casi totalmente aflo-rante, con pocos tramos cubiertos.

Numerosos autores han efectuado observacio-nes en esta clásica localidad, como por ejemplo Feru-glio (1938), aunque los trabajos de mayor detalle sonlos de Codignotto y Ercolano (2006) y de Sacomaniet al. (2008). De este último se ha tomado el bos-quejo geológico de la figura 2.

- Perfil del cerro Monte León - aspectos gene-rales

Durante el levantamiento de las Hojas, se harealizado un perfil en la ladera suroriental del cerroMonte León, donde la Formación Santa Cruz tieneuna potencia total de 231 m, de los que más de 165m se encuentran aflorantes (Fig. 24; perfil 6, figura19). La unidad se apoya, en probable discordanciaerosiva, sobre las sedimentitas marinas de la For-mación Monte León y está cubierta, en igual rela-ción discordante, por varios metros de gravas co-rrespondientes a los Depósitos del Nivel II de agra-dación pedemontana.

Se trata de varios ciclos de secuencias granodecre-cientes, cada una compuesta por areniscas finas a me-dianas (que llegan hasta gruesas en los niveles superio-res), seguidas por depósitos más potentes de pelitas. Enla sección basal del perfil se presentan intercalacionesde chonitas, tobas y algunos bancos de limolitas tobá-ceas. Las concreciones son relativamente frecuentes entodo el perfil y pueden llegar a constituir niveles.

Las areniscas son en su mayoría friables y lacoloración varía, desde las secciones inferiores a lasuperior, de gris verdoso a gris castaño y gris. Sibien pueden ser groseramente tabulares, en la partemedia conforman lentes muy extendidas y con baseerosiva notoria.

Con respecto a las limolitas, son grises oscuras,fragmentosas, y desarrollan pendientes suaves. Lasarcilitas están subordinadas y son menos espesas yde coloración gris clara, formando por encima de lasanteriores pequeños resaltos o paredones.

Las chonitas y tobas son de tonalidad gris a grisamarillenta, consolidadas, y están muy diaclasadas.

Se pueden diferenciar en el perfil cuatro seccio-nes, limitadas entre sí por superficies locales de ero-sión. Desde la base hacia el techo, se reconocen:

Figura 24. Vista de la Formación Santa Cruz en el faldeo suroriental del cerro Monte León. La parte superior de launidad está totalmente cubierta por rodados, depósitos eólicos y su propio regolito.


Sección inferior con fuerte participación piroclástica

Con 32,50 m de potencia, hay en esta sección se-cuencias de limolitas grises oscuras y arcilitas grisesclaras, en las que se puede observar un par de estratosde areniscas medianas a finas (de 0,60 y 1,80 m res-pectivamente) con erosión en tubos de órgano y, en uncaso, con base aparentemente erosiva. En distintos ni-veles se intercalan un total de 6 m de piroclastitas(chonitas y tobas) con espesores individuales entre 0,60y 2,00 m, que se caracterizan también por la presenciade cristales de yeso y por estar, en general, muydiaclasados. Algunas de las limolitas son también tobá-ceas, y se recortan a manera de escalones.

En contacto con la Formación Monte León sehalla un banco de 2,20 m de limolitas tobáceas gri-ses, con concreciones morado oscuras, seguidashacia arriba por una arenisca mediana, de color grisa gris amarillento verdoso, con marcada formaciónde tubos de órgano.

Sección inferior netamente sedimentaria

Por encima de la anterior, y entre dos lentes areno-sas con base claramente erosiva, se encuentra estasección de unos 53 m de espesor, integrada por se-cuencias plano paralelas compuestas por capas de li-molitas de color gris mediano a oscuro, espesas (1,50 a3 m), alternantes con otras de arcilitas de color grisclaro con óxidos de hierro de menor potencia individual(0,40 a 1,00 m). Dentro de estos paquetes se observanunos pocos bancos también tabulares de areniscas muyfinas a limolitas, de unos 0,50 m cada uno.

Se intercalan también tres estratos lenticularesde areniscas (muy finas a finas hasta medianas) gri-ses oscuras a negruzcas, muy friables, con erosiónen tubos de órgano y, sobre todo en la inferior máspotente, marcada base erosiva. En las lentes de are-niscas, que suman en total algo más de 6 m, hay"cristales de arena" en algunos casos y también pue-den tener concreciones discoidales rojizas (de 30 a50 cm de diámetro).

Parte de las arcilitas están laminadas y las con-creciones de las pelitas, de tamaños parecidos, sonmás frecuentes en esta sección que en otras partesdel perfil. El aporte piroclástico en esta sección esmucho menos importante que en los niveles basales.

Sección media

Con una potencia total de más de 45 m, se ca-racteriza por unos 9,30 m de lentes de areniscas fi-

nas a medianas, de color gris claro a gris amarillen-to, además de un depósito arenoso fino a medianofinamente estratificado (1,40 m), intercalados en otrospaquetes más potentes (de alrededor de 36 m entotal) de limolitas grises oscuras y de arcilitas de colorgris castaño claro con óxidos de hierro.

En su conjunto, cada uno de los bancos pelíticoses menos espeso que en las secuencias superioresdel perfil, donde las limolitas oscuras llegan a los 2 my las arcilitas claras a 0,40 metros. En esta secciónmedia, los bancos oscuros tienen de 30 a 70 cm y losclaros de 40 a 50 centímetros.

Las lentes arenosas poseen base erosiva noto-ria, son muy extendidas, ya que alcanzan de 20 a100 m de ancho, con potencias de 1,60 a 1,80 m,salvo la lente inferior de 3,80 metros. Debido al ca-rácter friable de las areniscas, no se preservaroncon claridad posibles estructuras internas. Parte delas areniscas tienen también aporte piroclástico, so-bre todo en la base de la sección, donde hay unalente de arenisca fina tobácea gris que forma uncaracterístico paredón subvertical con fuerte diacla-samiento vertical (Fig. 25).

Sección superior

Tiene una potencia aflorante de 42,80 m (de loscuales 7,50 están parcialmente cubiertos), y toda laparte cuspidal del perfil (más de 50 m) está total-mente cubierta, hasta el contacto con las gravas delsegundo nivel de agradación pedemontana.

Predominan también las alternancias plano pa-ralelas de estratos tabulares de limolitas de colorgris mediano a oscuras más espesas y de arcilitascastaño amarillentas menos potentes. Se intercalanalgunos niveles de areniscas medianas a gruesas muyfriables, en los que no es posible determinar ni laforma de los estratos ni su extensión horizontal.

Aunque por lo común las areniscas son friablesy con erosión que insinúa tubos de órgano, unos po-cos estratos son delgados (0,20 a 0,30 m) y más con-solidados por cemento carbonático, conformandopequeñas cornisas con superficies redondeadas.Presentan niveles de concreciones duras, en gene-ral pequeñas.

Las limolitas son fragmentosas, en muchos ca-sos pueden llegar a una granulometría de areniscamuy fina, y los espesores individuales de los bancosalcanzan los dos metros. Debido al fuerte contenidoen óxidos de hierro, las arcilitas son castaño amari-llentas, mientras que otras son grises claras, y susespesores individuales son de 0,40 a 0,50 metros.


Figura 25. Detalle de la Formación Santa Cruz en el perfil del cerro Monte León, visto hacia el oeste. Se distinguenclaramente dos bancos areniscosos de base erosiva y hábito lenticular extendido intercalados en secuencias de

limolitas oscuras más espesas y arcilitas gris claras en capas delgadas.

- Perfil detallado del cerro Monte León

Base: Formación Monte LeónSección inferior piroclástica2,20 m Limolitas tobáceas grises, medianas,

fragmentosas, con concreciones mora-do oscuras.

1,80 m Arenisca mediana color gris medianoa gris amarillento verdoso, con marcadaformación de tubos de órgano, que enlos 0,30 m superiores incorpora banqui-tos de 5 a 10 cm de arcilitas y limolitas.

12,50m Secuencia de estratos plano paralelos decolor gris mediano de limolitas y gris clarode arcilitas. Todo el conjunto es muy tobá-ceo y se erosiona formando escalones. Aun metro de la base, incluye un banco dearenisca fina de tonalidad grisáceo casta-ña con muñecos de tosca.

1,10 m Toba normal gris clara, consolidada,con planos de diaclasa poco marcados.

1,70 m Arcilitas fragmentosas, muy cubiertas.0,60 m Arenisca fina lítica amarillenta, friable,

con clastos de arcilla y «cristales de

arena». La base está muy endurecidapor óxidos de hierro y parece erosiva.

2,20 m Arcilita limosa gris clara a medianafragmentosa.

2.00 m Toba mediana gris clara, consolidada,que se erosiona con formas muy redon-deadas. Tiene pequeños clastos de to-bas, sílice y cristales de yeso.

1,50 m Arcilitas claras y limolita arcillosa grisoscura.

1,20 m Toba cinerítica, de color gris amarillen-to claro, dura, fragmentosa, con escasoyeso.

0,50 m Arcilita gris clara, fragmentosa.1,00 m Toba muy fina gris amarillenta, diacla-

sada, con yeso.2,40 m Limolita tobácea, algo arcillosa, gris

mediana, con algún delgado banquitoarcilloso intercalado.

0,60 m Toba fina gris amarillenta, compacta,que se erosiona según planos de diacla-sa. Con muy pequeños clastos blanque-cinos y pequeños cristales de yeso.

1,20 m Limolita gris oscura, fragmentosa.


Sección inferior sedimentaria4,50 m Arenisca mediana amarillento verdoso

oscura, muy friable, lítica, con pequeños«cristales de arena» y algún fenoclastosubredondeado (3,5 cm) de arenisca.Hacia abajo se hace gruesa, de colorgris azulado. Por estar muy cubierta, nose observan ni la forma del estrato niestructuras internas, pero la base seríaerosiva.

8,00 m Limolitas arcillosas grises, oscuras amedianas, duras, tobáceas. Hacia arribase intercalan dos delgados bancos (0,30m) de arcilitas tobáceas de color grisclaro, que forman resalto. A los 3 m dela base hay un nivel de grandes concre-ciones castaño rojizas, discoidales,muy duras, de 0,80 a 1,20 m de diáme-tro.

1,30 m Arenisca fina gris algo verdosa, lítica,friable, con trozos de arcilitas amarillen-tas y, en su techo, concrecionesdiscoidales castaño rojizas, de 30 a 50cm de diámetro.

17,50m Alternancia de bancos de color gris,mediano a oscuro, más potentes delimolitas y otros grises, claros, menosespesos, de arcilitas, todas fragmento-sas. Hacia abajo la secuencia se hacemás arcillosa, con niveles de tonalidadgrisáceo clara de hasta 2 m de poten-cia. Se intercalan tres bancos de 0,50m cada uno, de areniscas muy finaslíticas, algo arcillosas, casi sueltas, decolor castaño naranja oscuro, y un nivelcon concreciones aisladas, moradas, dehasta 20 cm, a los 6 m del techo.

0,30 m Banco arcillo-limoso gris, muy notoriopor las concreciones rojo moradas sub-esféricas, que llegan a formar un nivelcasi continuo en partes.

7,50 m Secuencia de limolitas grises oscuras yarcilitas grises medianas (en la base,finamente laminadas). Incluye un bancogris oscuro (0,50 m) de una areniscamuy fina a limolita, muy cubierto.

5,70 m Arcilitas de color gris claro, en partescon óxidos de hierro, y limolitas tobá-ceas de tono gris oscuro (2,00 m), muycubiertas. En los niveles cuspidales ybasales se observa estratificación finabien marcada. El inferior basal de arcili-

tas es color arena por el óxido, y tieneconcreciones oscuras aisladas (de has-ta 30-40 cm).

0,90 m Arenisca muy fina a fina, de tono grisverdoso oscuro (a negro en costra demeteorización), muy friable y con nume-rosos clastos de las arcilitas tobáceasclaras.

2,20 m Limoarcilita gris mediana, maciza, frag-mentosa.

3,50 m Limolita de tono gris claro a mediano,fragmentosa, maciza, en la que de lejosparecen observarse 2 ó 3 nivelitos másoscuros.

1,90 m Arcilitas grises, claras fragmentosas,con costra de meteorización grisáceonegruzca.

Sección media3,80 m Lente de arenisca tobácea fina gris, que

forma un paredón subvertical con marca-do diaclasamiento. Con base erosiva,podría ser un canal bastante extendido,de más de 100 m de ancho (Fig. 25).

18,50 m Alternancia de bancos de limolitas oscu-ras de 30 a 70 cm (que forman pendien-tes suaves) y de arcilitas a limolitasamarillento claras (40 a 50 cm) que for-man resaltos. En los 7 m basales sonmucho más notorias las limolitas oscu-ras, y a 1,50 m de la base se intercalauna lente arenosa fina gris, muy tobá-cea, de 0,80 m de espesor máximo ybase erosiva.

1,40 m Arenisca fina a mediana, de coloracióngris amarillento clara, con abundantesclastos de arcilitas tobáceas y abundan-te participación piroclástica. Con finaestratificación, forma un paredón verti-cal.

1,30 m Lente, de unos 20 m de longitud, deuna arenisca fina a mediana tobácea,gris clara a gris amarillenta, muy friablea casi suelta, con pequeños clastos dearcilitas.

12,50 m Limoarcilitas oscuras, más espesas ytendidas, y arcilitas claras con óxidosde hierro y formando banquitos másverticales.

1,80 m Lente de arenisca fina a mediana oscu-ra, muy cubierta. Pocos metros de an-cho.


4,50 m Limolitas oscuras predominantes y arci-litas claras subordinadas. En las limoli-tas, hay hiladas de concreciones rojizasesferoidales, de hasta 15 cm de diáme-tro.

1,60 m Banco lenticular, con base erosiva irre-gular, de una arenisca mediana, griscastaña, friable, lítica (con pequeñosclastos claros de tobas y oscuros debasaltos), que forma una cornisa. Seobservan restos fósiles (placas de capa-razón).

Sección superior15,90m Alternancia de bancos de limolitas (a

areniscas muy finas) de color gris me-diano a oscuro y potencias individualesde 2,00 a 2,50 m, con otros más delga-dos (0,40 m) de arcilitas grises, claras,con óxidos de hierro. Hacia la base, seintercala un banco de 0,20 m de unaarenisca mediana gris oscura, consoli-dada.

7,50 m Cubierto7,40 m Alternancia de estratos de limolitas (a

veces hasta areniscas muy finas), detono gris oscuro (1,80 a 2,40 m) y dearcilitas de color castaño amarillentoclaro, de 0,40 a 0,50 m, con abundan-tes óxidos de hierro (que a vecesremarcan una fina estratificación). Enla parte media, un banco de arenis-cas líticas finas a medianas, grises,que forman una pequeña barda y tie-nen un nivel de concreciones de igualcolor, duras, de 5 a 10 cm de espe-sor.

9,80 m Paquete de areniscas medianas agruesas, de color gris mediano a os-curo, lítico-cuarzosas, muy friables(hasta casi arenas) con la excepciónde un par de delgados bancos (0,30a 0,50 m) más consolidados, quizáspor cemento carbonático. Muy esca-sas concreciones hacia el techo. Inci-piente erosión en forma de tubos deórgano.

2,20 m Limolitas de color gris oscuro, muy cu-biertas por su propio derrubio.

57,00 m Cubierto.Techo: gravas del segundo nivel de agradación

pedemontana

d. Sector costanero sur-oriental: cañadónde las Vacas, Rincón del Buque, ría Coig ybajos sin salida en la meseta (bajos Gran-de, del cañadón El Falso y de las Tres La-gunas)

En las barrancas del cañadón de las Vacas, pocoal norte de la estancia del mismo nombre, se presen-ta la Formación Santa Cruz con afloramientos muydiscontinuos, visible solamente donde la acción ero-siva del pequeño curso de agua efímero produce al-gún corte natural. Dentro de una secuencia propiade llanura de inundación, integrada por estratos ta-bulares plano paralelos de arcilitas y tobas castañoamarillentas asociadas con arenas grises muy fria-bles, se destacan nítidamente algunos paleocanalesarenosos, que pueden llegar a ser de grandes dimen-siones. El más notorio de éstos tiene unos 250 m deancho por 30 m de espesor, con su eje orientado endirección aproximada NO-SE, y está formado porbancos lenticulares de areniscas de color gris azula-do que alternan con otros también arenosos pero decolor ocre.

El grado de meteorización dificulta la observa-ción de estructuras, pero en las lentes más oscurases donde se reconocen algunas estructuras en arte-sa, pobremente definidas. Se distinguen dos niveles,uno superior y otro en la parte media del canal, degrandes concreciones esferoidales e irregulares, dehasta 40 cm de tamaño promedio.

Pocos kilómetros al sur del Parque NacionalMonte León, la Formación Santa Cruz tiene grandesarrollo en la amplia escotadura de la meseta co-nocida como la Media Luna o Rincón del Buque.

El espesor de la unidad, que se extiende desdela parte más alta de las mesetas hasta prácticamen-te la línea de costa, alcanza unos 270 m, ya que lainfrayacente Formación Monte León se encuentrarecién en la restinga o en la llamada punta Sur, en laparte más baja del acantilado costero (Figs. 5 y 16).

Sin embargo, de todo ese espesor solamente sehan podido hacer unos pocos perfiles aislados en tra-mos totalmente desconectados entre sí, levantadosfundamentalmente en pequeñas mesetas en las par-tes medias y bajas de la secuencia. Fenómenos deremoción en masa, depósitos de cobertura de pedi-mentos, materiales eólicos y el propio regolito de launidad, enmascaran la mayor parte de los aflora-mientos. En algunas partes, éstos son subverticalesy por lo tanto inaccesibles, como en los acantiladoscostaneros en el sector sur del anfiteatro del Rincóndel Buque (Fig. 16).


Dentro del perfil integrado del sector central delRincón del Buque se pudieron considerar en detalleuna sección inferior de 16 m, situada casi a nivel dela playa y por lo tanto correspondiente al tramo másbajo de la unidad, y otras dos secciones parciales,una también inferior de unos 20 m y otra aproxima-damente en la parte media del perfil, de casi 25 m deespesor. Hay, por lo tanto, importantes espesorescubiertos, sobre todo en las secciones media y supe-rior de la formación.

En toda la secuencia reconocida, de poco másde 60 m, dominan los estratos planoparalelos, en sumayor parte pelíticos. No obstante, a partir de lasección media hacia arriba, se encuentran tambiéncapas tabulares planoparalelas de areniscas, mien-tras que otros niveles se hacen tufíticos, al incorpo-rar materiales de lluvias de cenizas, o bien constitu-yen escasas y delgadas intercalaciones piroclásti-cas blanquecinas, que pueden ser buenos bancosguía.

Las pelitas son limolitas, de tono gris mediano aoscuro, y arcilitas castaño claro a gris oscuro, ade-más de bancos limoarcillosos, de color castaño ama-rillento a gris claro. Estos últimos tienen mayor po-tencia en los niveles más bajos del perfil, donde secaracterizan por la presencia de grandes sumideros.En la sección más alta reconocida, en cambio, for-man pequeños resaltos castaño claros que alternancon afloramientos grisáceo oscuros, más redondea-dos hasta casi horizontales.

Las limolitas son friables hasta algo consolidadasy se disponen en bancos de 1 a 2 m de espesor, mien-tras que las arcilitas suelen ser fragmentosas, si bienen la sección inferior son plásticas; los estratos indivi-duales tienen 0,50 a 1,50 m de espesor. En la partealta de la sección inferior, se hallan paquetes grisáceoverdosos escalonados, duros, donde las limolitas for-man la escarpa (de unos 0,40 m) y las arcilitas la par-te horizontal de cada escalón (de unos 0,50 m).

Se han reconocido dos bancos piroclásticos biennotorios, uno de 1,20 m de una toba a cinerita maci-za, gris amarillenta a algo rojiza por óxidos de hierro,y una cinerita blanquecina, muy liviana, de 0,80 m depotencia.

Tanto las pelitas como las tobas pueden conte-ner concreciones aisladas, por lo general más pe-queñas en los niveles finos.

Entre las areniscas en bancos tabulares, se en-cuentra algún estrato más tobáceo hacia los nivelesmedios, mientras que existe una secuencia de 8 mde escalones formados por areniscas y pelitas ver-dosas en la parte media del tramo más bajo. En este

último caso, las areniscas son muy finas a medianas,líticas, poco friables y constituyen la parte verticaldel escalón (con espesores de 0,60 a 1,20 m), mien-tras que las pelitas que hacen la parte horizontal tie-nen potencias de 0,50 a 1,50 metros.

Intercaladas en las secuencias medias a altasdel perfil reconocido hay algunas lentes de arenis-cas líticas finas a medianas, hasta conglomerádicasfinas, friables a muy friables, que presentan erosiónen forma de tubos de órgano y son de tonos grisá-ceos, en general oscuros. Son estratos lenticularesextendidos que pueden llegar a unos 100 m y con 1 a5 m de espesor.

En todas las secciones hay restos fósiles esca-sos y mal preservados, tales como placas de capa-razón, fragmentos de huesos, restos de esmalte den-tario y algún trozo de madera petrificada. Se hallansobre todo en los materiales finos.

Los acantilados marinos activos comienzan enla punta Sur del Rincón del Buque (Figs. 5 y 16),desde donde se desarrollan de manera casi continuahasta la punta Norte de la ría Coig. Se caracterizanpor ser casi verticales y estar formados casi ínte-gramente por la Formación Santa Cruz, ya que lainfrayacente Formación Monte León sólo forma laparte más baja del acantilado de la punta Sur y, deahí hacia el sur apenas asoma en la restinga o biendesaparece por completo bajo el nivel del mar enalgunos tramos. Como se ve claramente en la figura5, el techo de los depósitos marinos está dado por unclaro banco de tobas blanquecinas, que es el bancoguía «B» detallado por Feruglio (1938), por lo que nose encuentra el «lentejón ostrero D» de dicho autor,eliminado por la discordancia erosiva que separaambas unidades.

Como los paredones son casi inalcanzables, sólopueden describirse sucesiones de estratos plano pa-ralelos formados por dos (o más) ciclos estrato ygranodecrecientes, de areniscas y arcilitas. El colorde conjunto es gris verdoso, y, hacia abajo, algo másrojizo. Se reconocen por lo menos tres niveles degrandes concreciones, con formas por lo general irre-gulares.

Al sur del Rincón del Buque, la Formación San-ta Cruz compone los altos acantilados marinos acti-vos, hasta la punta Norte, que es el extremo septen-trional de la ría Coig. En todo este sector, que fue yaconocido desde los primeros viajes de Carlos Ame-ghino (1890) pero fundamentalmente por los traba-jos de Feruglio (1938, 1949), la unidad tiene entre 60y 100 m de espesor, ya que se desarrolla desde elnivel del mar o unos pocos metros por encima de


éste, hasta la parte más alta de las mesetas cerca-nas a la costa.

Los últimos afloramientos de la Formación San-ta Cruz en los acantilados de la costa, en el ámbitode las Hojas en estudio, se encuentran en la llamadapunta Sur de la ría Coig, desde donde se prolongan,sin solución de continuidad, hasta la ría de Gallegosal sur de la comarca.

Allí, inmediatamente al sur de la desembocadu-ra del pequeño cañadón del Indio, en el acantiladocostanero se observa una secuencia plano paralelaen la que se destacan bancos bastante potentes detobas terrosas grises, claras a amarillentas, con mar-cada disyunción vertical. Se asocian con bancos ta-bulares de areniscas finas a medianas tufíticas decolor gris verdoso, macizas, cuarzo-líticas y, en me-nor proporción, con estratos más delgados de arcili-tas y de limolitas. Es notable en este sector la caídade grandes bloques de tobas y areniscas por proce-sos de remoción en masa, favorecida por el intensodiaclasamiento de las rocas.

Ya fuera de los acantilados marinos, en el bordesureste de la Hoja, desde la estancia Ototel Aike alsur, y fundamentalmente en inmediaciones de la rutanacional 3, la Formación Santa Cruz constituye aflo-ramientos muy aislados y apenas desarrollados enlos faldeos de las mesetas, en los bordes de los bajosendorreicos y en cortes artificiales del camino.

Se presenta como bancos finamente estra-tificados de arcilitas castaño amarillentas, entre lasque se intercalan lentes extendidas y de poco espe-sor (5 a 15 cm) de areniscas medianas a gruesas,gris a gris azuladas, líticas, por lo general friables. Alnorte de la estancia Ototel Aike se observan tam-bién algunas intercalaciones de areniscas grises muyfriables en bancos plano paralelos. Algunos nivelesarcillosos son de naturaleza plástica.

En las lentes arenosas, que son relleno depaleocanales, se destacan las estructuras en artesa,y se aprecian también bases erosivas en muchos delos casos. Algunos canales suelen tener de 15 a 20m de ancho y unos 5 m de profundidad máxima. Lasareniscas contienen a veces clastos blandos arcillo-sos de 2 a 7 cm, y casi siempre tienen niveles conconcreciones. Estos cuerpos pueden ser desde gran-des concreciones tipo «muñecos de tosca», o bienesferoidales pequeños (5 a 15 cm de diámetro) has-ta discoidales o irregulares, carbonáticos (de 20 a 50cm de longitud), y a veces su existencia remarca labase de alguna artesa.

La Formación Santa Cruz constituye también losbordes de las principales depresiones sin salida que

se encuentran en el centro y el suroeste de la co-marca, como los bajos Grande, del cañadón El Falsoy de las Tres Lagunas.

Los asomos realmente reconocibles de la uni-dad en estos bajos son verdaderamente muy esca-sos, casi fortuitos, en el curso de algún pequeño zan-jón, en un faldeo de meseta excavado por el agua,en la planchada de los viejos pozos de exploraciónpetrolera o en la traza de alguna de las pocas y pre-carias huellas que comunican las estancias con suspuestos o molinos. En otras ocasiones, una topogra-fía ligeramente escalonada hace reconocer la pre-sencia de la Formación Santa Cruz bajo una cober-tura de material que usualmente no supera los 50cm de espesor. A veces, un derrubio de color gris,amarillento, blanquecino o algo verdoso, indica tam-bién la cercana existencia de la unidad.

Espesor

El espesor de la formación en la comarca, don-de las unidades son esencialmente subhorizontales,se estima en alrededor de 250 a 270 m, con unaúnica columna completa donde pudo ser medido conmayor exactitud, en el perfil del cerro Monte León,con 231 metros. En el resto de la comarca, los ma-yores valores medidos, siempre en secciones incom-pletas, incluyen algo más de 60 m en los perfiles deestancia El Vapor y Rincón del Buque, 57 m en el deestancia María Cristina y 58 m en el de ChikurikAike.

Luna (1979) mencionó que una perforación efec-tuada cerca del puesto La Paloma atravesó 275 mde la unidad.

En la comarca situada al norte, Panza et al.(2005) citaron máximos de 250 a 300 metros. Ra-mos (1999) estimó más de 1500 m para el área cor-dillerana y Feruglio (1949) mencionó una potenciatotal que superaría los 500 m en cercanías del lagoArgentino. Por su parte, Russo y Flores (1972) yRusso et al. (1980) consignaron 800 m para las áreasoccidentales en subsuelo y 200 m para la costa at-lántica. Para la zona costanera al norte de la ciudadde Río Gallegos, inmediatamente al sur de PuertoCoig, Tauber (1997) indicó 225 metros.

Paleontología

La Formación Santa Cruz se caracteriza por elabundante contenido de vertebrados fósiles conti-nentales, los que fueron encontrados por primera vezen el valle del río Santa Cruz. En Feruglio (1949) se


mencionan los trabajos pioneros en la comarca, mien-tras que una reseña completa de las expedicionespaleontológicas de Carlos Ameghino, Hatcher,Tournouër, Martín y Riggs, así como de las localida-des con fósiles santacrucenses, fue aportada porMarshall (1976).

Dentro del área ocupada por las Hojas, se men-cionan hallazgos en la ría de Coig (Coy Inlet), Rin-cón del Buque, cañadón de las Vacas, monte Obser-vación (o cerro Observatorio, en la estancia Caña-dón de las Vacas) y, en el ahora Parque NacionalMonte León, en las localidades de cañadón Jack,Yegua Quemada, La Cueva y el cerro Monte León.

Posteriores investigaciones sobre los mamíferosde la Formación Santa Cruz fueron realizadas porBordas (1941), Marshall y Pascual (1977), Marshallet al. (1977), y sobre todo por Tauber (1994, 1996,1997), quien efectuó numerosos estudios de la unidaden el acantilado costanero entre las rías de Coig yGallegos (al sur de la comarca). Dicho autor descri-bió una colección de restos de vertebrados fósiles (an-fibios, aves y fundamentalmente mamíferos) en la queestán representados 13 órdenes, 25 familias, 44 géne-ros y 60 especies, procedente de siete localidades y22 niveles fosilíferos. Varios sitios paleontológicos fue-ron reconocidos y muestreados por Tauber et al.(2008) en la margen sur del río Santa Cruz, entre lasestancias Cordón Alto y Rincón Grande.

Debe recalcarse que las faunas mamalíferassantacrucianas son las más completas y diversas,en géneros y especies, de todo el Cenozoico sud-americano. Están representadas por grupos endé-micos y autóctonos que son reflejo de la total desco-nexión y aislamiento de otras masas continentalesque tuvo América del Sur durante todo el Terciario(Marshall et al., 1986).

Durante las tareas de levantamiento de las Hojasse encontraron escasos restos de vertebrados en losperfiles de San Ramón Este, Rincón del Buque yChikorik Aike. En los afloramientos del Rincón delBuque, Scillato (com. pers.) determinó placas de lacoraza de Propalaehoplophorinae, restos de esmaltedentario (quizás de un Notoungulata) y una ramamandibular incompleta de un Litopterna. En ChikorikAike, además de placas de la coraza del mismo tipo,reconoció las vértebras lumbares de un tardígrado (cf.Hapalops sp.), junto con restos de madera fósil.


La Formación Santa Cruz es una unidad típica-mente continental, propia de un ambiente de planicie

aluvial distal con lagunas, caracterizado por el pre-dominio de facies pelíticas o arenosas muy finas.

Las intercalaciones de areniscas macizas repre-sentarían depósitos de desbordamiento, mientras quelas más escasas psamitas con estructuras entre-cruzadas representan los depósitos de relleno decanal.

La repetición de ciclos granodecrecientes quese inician con bancos tabulares de areniscas sin es-tructuras, seguidos de bancos más espesos de limo-litas y arcilitas, en casos con evidencia de paleosue-los, y las estructuras asociadas, indicarían que losdepósitos santacrucenses son resultado de un am-biente de sedimentación fluvial quizás entrelazada,predominando la facies de llanura de inundación res-pecto a la de canales. La primera, representada porpelitas y areniscas finas, se caracteriza por el abun-dante contenido de montmorillonita, que resultaríade la alteración de la abundante ceniza y polvo vol-cánico aportados como lluvias de cenizas durante lasedimentación. En esta facies se han colectado lamayoría de los fósiles de vertebrados. Los restospaleontológicos, incluyendo trozos de madera silici-ficada, indicarían, para de Barrio et al. (1984), unambiente de sabana arbolada, pasando en las sec-ciones medias de la unidad a ambientes secos derégimen estacional, tipo estepa, por desmejoramientoclimático (Bellosi, 1999).

Los depósitos de lagunas y pantanos estaríanrepresentados por los paquetes de arcilitas finamen-te laminadas y bioturbadas, descritos en algunos per-files, como los de San Ramón este, cañadón Doraike,sur de Ototel Aike y sección inferior del cerro Mon-te León.

Estas secuencias de planicie de inundación sonnetamente dominantes en localidades tales como lossectores de las estancias La Santacruceña, SanRamón y María Cristina, así como en el cerro Mon-te León. También los depósitos de planicie aluvialpueden estar caracterizados solamente por secuen-cias plano paralelas pelíticas, como en los aflora-mientos al este de la estancia El Vapor.

Las areniscas de tono gris azulado, medianas agruesas, a raramente conglomerádicas, levementegranodecrecientes y con estratificación planar y en-trecruzada en artesa alternantes, representan losdepósitos de relleno de canal. En general no contie-nen fósiles y los pocos restos de troncos y huesosobservados están muy mal conservados. La granu-lometría variable de los rellenos de canal es eviden-cia de las variaciones en la capacidad de transportede las corrientes fluviales.


En las primeras etapas de la sedimentación loscanales fluviales fueron del tipo mantiforme, extendi-dos y pandos, pasando gradualmente a geometríascordoniformes, y móviles al final de la sucesión sedi-mentaria (Bellosi, 1998). En los afloramientos de lacomarca la geometría de los canales responde ma-yormente a las de los elementos más bajos de la uni-dad en el esquema de Bellosi, pasando a geometríasnetamente canalizadas hacia las partes altas de launidad en algunos perfiles, como al sur de la estanciaMonte León y al este de la estancia María Cristina.

En el caso de los depósitos de tipo mantiforme,típicos posiblemente de ríos con muy escasas pen-dientes y, por lo tanto, poca capacidad de carga ytransporte, los cuerpos arenosos son muy extendi-dos pero de muy poca profundidad. Se observandesde pequeños y numerosos canales muy pandos,de 6 a 10 m de ancho y profundidades desde 0,40 a2 m, hasta otros de mayores dimensiones (15 a 40m, y hasta 100 m de ancho, pero profundidades queno superan los 3 a 6 m). Son comunes en las partesbasales de la formación, y se encuentran, por ejem-plo, en las estancias El Vapor y María Cristina, en elcañadón Doraike y en la parte media de la secciónde Rincón del Buque.

En cambio, en secciones estratigráficamente másaltas, como las de la estancia María Cristina, caña-dón de las Vacas y al sur de la estancia Monte León,se observan grandes paleocanales pero mucho me-nos abundantes, con anchos de 100 a 250 m y pro-fundidades de 15 y hasta 30 metros.

Bellosi (1998) señaló que las paleocorrienteshabrían tenido una dirección dominante hacia el este,en coincidencia con el levantamiento de la Cordille-ra Patagónica.

La presencia de materiales piroclásticos es in-dicativa de un vulcanismo contemporáneo en áreasubicadas en la Cordillera Patagónica, la cual, al es-tar en proceso de levantamiento, era el área de aportede los materiales clásticos y, a su vez, responsablede los cambios climáticos. En la región cordilleranase han mencionado espesores de más de 1500 m(Ramos, 1999) y un mayor porcentaje de sedimen-tos de granulometría más gruesa.

Los materiales piroclásticos provenientes de llu-vias de cenizas se manifiestan tanto como capas ta-bulares de cineritas y tobas, asociadas a las secuen-cias plano paralelas de planicie de inundación, comobajo la forma de elementos constituyentes impor-tantes de muchos niveles de areniscas y pelitas, yasea en los depósitos de canales como en los de lla-nura aluvial.


Ya desde los tiempos de Feruglio (1938, 1949),se interpretó una relación de concordancia y pasegradual entre los depósitos marinos de la ingresiónpatagoniana y los continentales de la Formación San-ta Cruz. El pasaje se ubicó en forma convencionalen el último nivel de arcilitas portadoras de Ostreahatcheri Ort. Para las comarcas vecinas al norte,dicho pasaje aparentemente transicional fue soste-nido por Ramos (1982) y Panza y Marín (1998), yen la región costanera por Di Paola y Marchese(1973) y Bertels (1978). Asimismo, en la cuenca delGolfo San Jorge, en el nordeste de la provincia, elmismo pasaje transicional con la Formación Chen-que (equivalente temporal de la Formación MonteLeón) fue señalado por Bellosi (1998).

Esta relación supuestamente gradual y concor-dante fue también indicada por Russo y Flores (1972)y Russo et al. (1980), autores que mencionaron, paraalgunos pozos petrolíferos, una zona con intercala-ción de sedimentos marinos y continentales, así comoun cambio litológico muy marcado 50 m por debajodel banco superior con fósiles marinos.

En cambio, una relación de discordancia angu-lar de pocos grados fue indicada, para los sectorescercanos al pie de la cordillera y hasta el sur del lagoArgentino, por Giacosa et al. (1998) y por Nullo yCombina (2002).

Por su parte, una discordancia erosiva de pocamangnitud fue mencionada por Ugarte (1958) y porMarenssi y Casadío (2002).

Hasta el momento, ni los datos de campo ni lamicrofauna (prácticamente inexistente) han permi-tido comprobar en la región costanera la posible in-terdigitación entre las dos unidades, por lo que seestima una relación de discordancia, por lo menoserosiva. La misma estaría indicada, al sur del cerroRedondo cerca de la ría Coig, por el profundo surcode erosión descubierto por Feruglio (1938), el cualestá excavado en los depósitos marinos y relleno porareniscas y conglomerados fluviales de la Forma-ción Santa Cruz. Asimismo, la eliminación por ero-sión, en la punta Sur del Rincón del Buque, de laúltima lente con fósiles marinos («lentejón ostreroD» de dicho autor) ubicada por encima del nivel guíatobáceo B, es otra evidencia de los procesos erosi-vos que tuvieron lugar entre ambas unidades.

Con respecto al techo de la Formación SantaCruz, la unidad está cubierta en relación de discor-dancia erosiva por los depósitos conglomerádicos delprimer nivel de agradación pedemontana (Forma-


ción Pampa Alta, del Mioceno superior más bajo) ylos del segundo nivel (Mioceno superior), así comopor los basaltos del Plioceno superior a Pleistocenobajo (Basalto Laguna Barrosa).

Edad

La asociación faunística corresponde a géneroscaracterísticos de la Edad Mamífero Santacrucensede Pascual et al. (1965), a la que se le asignó unaedad del Mioceno inferior sobre la base del grado deevolución de las faunas. Dicha edad fue confirmadapor dos dataciones radimétricas K/Ar sobre tobas,de 21,7 ± 0,3 Ma y 18,4 ± 0,9 Ma, obtenidas la pri-mera al norte de Río Gallegos y la otra en MonteLeón (Marshall et al., 1977).

Marshall et al. (1986) presentaron nuevos datosradimétricos K/Ar y magnetoestratigráficos demuestras de la unidad, provenientes de Karaikén (ríoSanta Cruz al oeste de la comarca), Rincón del Bu-que y cerro Monte León (ambas en la zona costerade las Hojas). De los varios datos obtenidos, estima-ron que la Formación Santa Cruz se depositó entrelos 17,6 y 17,0 Ma en el área de Monte León. Alsumar los datos de Rincón del Buque y Karaikén,consideraron un lapso entre los 17,3 y 16,0 Ma. Porsu parte, para la Edad Mamífero Santacrucense su-girieron un rango aproximado de edad entre los 18,0y los 15,0 Ma, en el Mioceno.

Otras dataciones fueron dadas a conocer poste-riormente por Fleagle et al. (1995) para la Forma-ción Santa Cruz en las clásicas localidades de Mon-te León y Monte Observación (estancia Cañadónde las Vacas). Muestras analizadas por el método40Ar/39Ar (sobre plagioclasa o biotita), dieron valo-res entre 16,59 ± 0,59 y 16,16 ± 0,27 Ma, por lo quela unidad correspondería a la parte alta del Miocenoinferior, hasta la parte baja del Mioceno medio.

2.1.2.1.2. Mioceno superior

Depósitos de gravas aterrazadas cenozoi-cas-niveles de agradación pedemontana

Dentro del Neógeno (Mioceno superior a Plio-ceno superior) y hasta el Pleistoceno bajo, se reco-nocen en la comarca tres niveles de depósitospsefíticos aterrazados, los que en conjunto cubrenbuena parte del área abarcada por las Hojas PuertoCoig y Puerto Santa Cruz.

Estos depósitos de gravas forman parte de losque en la literatura geológica fueron denominados

«Rodados Patagónicos» o «Rodados Tehuelches»,conocidos ya desde el siglo pasado y de los cualesse dieron las más variadas opiniones en cuanto a sugénesis. Una amplia y completa síntesis de las in-vestigaciones anteriores sobre estos niveles puedeencontrarse en Feruglio (1950) y en Fidalgo y Riggi(1965, 1970); estos dos últimos trabajos son los pri-meros estudios enfocados con criterios geomórficosy sedimentológicos. Posteriormente, Panza (2002)realizó un análisis completo de la cubierta detríticacenozoica de la provincia de Santa Cruz. Siguiendosus criterios y los de otros autores, no se utiliza aquíla denominación de Rodados Patagónicos por tra-tarse de un nombre que no involucra a una únicaunidad geomorfológica o geológica mapeable en todoel ámbito patagónico, sino que abarca a numerosasunidades correspondientes a distintos orígenes y dedistinta edad.

No se tienen trabajos detallados de las gravascenozoicas más antiguas en este sector austral de laprovincia. Schellmann (1998) solamente las mencionócomo «primer nivel de Gravas Patagónicas»(Patagonian Gravel, Level I) y las asignó a la par-te media del Mioceno superior.

Como resultado de diversos estudios regionales,de la síntesis de Panza (2002) y del levantamientogeológico del área, se han definido dentro de lasHojas tres niveles de depósitos psefíticos aterrazadosdentro del Cenozoico, que se han interpretado comoproducto de la agradación pedemontana.

Depósitos del Primer Nivel de agradaciónpedemontana: Formación Pampa Alta (3)Gravas y conglomerados muy gruesos, escasa matrizarenosa gruesa a sabulítica

Antecedentes

Panza (2002) y Panza et al. (2005) utilizaronla denominación de Formación Pampa Alta paralos depósitos esencialmente psefíticos que inte-gran la parte alta de la meseta del mismo nombre,gran planicie de gravas que se extiende en el sec-tor situado entre los ríos Shehuen y Santa Cruz,cuyo tramo suroriental se encuentra comprendidoen la esquina noroeste de la Hoja Puerto Coig. Aloeste de la comarca aparecen como asomos ais-lados por debajo de las coladas de los basaltospliocenos (Panza, 2002), pero al norte de la Hojasiguen sin solución de continuidad y sólo en algu-nos lugares están cubiertos por coladas basálti-cas plioceno superior - cuaternarias.


Menciones sobre esta superficie aterrazada com-puesta por mantos tabulares de gravas y gravas are-nosas se tienen en Feruglio (1950) y Panza (2002), ymapeos regionales en los informes de Panza y Sa-comani (2001), Cobos y Panza (2001) y Panza et al.(2005), así como consideraciones sobre los distintosniveles de gravas en los trabajos de Schellmann(1998), Wenzens (2000) y Schellmann et al. (2000).Wenzens (2000) se refirió a esta planicie como «Me-seta I».

Este nivel psefítico es equivalente a la Forma-ción La Ensenada (Ramos, 1978, 1982), unidad queconstituye el manto de gravas arenosas, correspon-diente al primer nivel de agradación pedemontana,que forma la parte superior de las mesetas más ele-vadas situadas al norte y nordeste del lago Cardiel yal norte y sureste de Gobernador Gregores, todassituadas al norte de la comarca que abarca este tra-bajo. Se correlaciona también con la FormaciónCordón Alto (Panza y de Barrio, 1987, 1989), deno-minación que comprende los depósitos del primernivel de rodados que conforman pequeñas mesetas,remanentes de erosión de planicies más elevadasotrora más extensas, que se desarrollan al oeste dePuerto San Julián. Posteriormente, Panza e Irigoyen(1995) y Panza y Marín (1998), sobre la base deestudios regionales e imágenes satelitales, estable-cieron la continuidad física entre las planiciesagradacionales de gravas de la región de Goberna-dor Gregores y las situadas en el área de Puerto SanJulián.

Distribución areal

La Formación Pampa Alta se desarrolla en lagran planicie del mismo nombre situada en el sectornoroccidental de la Hoja Puerto Coig al norte del ríoSanta Cruz, desde donde continúa hacia el norte y eloeste.

Asimismo, gravas asignadas a este primer nivelde agradación constituyen la cubierta sedimentariaal sur de dicho río (Fig. 26), de otra elevada planiciede gran extensión fundamentalmente hacia el oestey cuyo extremo oriental penetra también en la cita-da Hoja. El borde de esta meseta forma un escalónmuy notorio al ser observada desde el este al oeste,conocido como Cordón Alto.

Litología

En todos los casos se trata de un manto subho-rizontal continuo, siendo el depósito un agregado algo

consolidado a casi totalmente suelto de gravas degranulometría muy gruesa, con un espesor que casiseguramente supera los 5 metros, pero que usual-mente varía entre 3 y 5 metros. La formación detaludes al actuar la erosión y la remoción en masasobre los afloramientos de la unidad, impide el análi-sis directo de los contactos con la roca de base y lamedición de espesores totales.

Las gravas de la Formación Pampa Alta consti-tuyen, en el sector austral de la meseta del mismonombre, depósitos tabulares que se disponen siguien-do una pendiente regional hacia el sureste, con unaaltura media de unos 450 m sobre el nivel del mar.Por su parte, en el Cordón Alto tienen valores de425 a 435 m, también con pendiente al sureste.

Se trata de gravas muy gruesas o conglomera-dos polimícticos poco consolidados, en general deesqueleto abierto, aunque pueden llegar a ser de es-queleto cerrado. Están compuestos por hasta 60-70%de rodados en una matriz de arena gruesa asabulítica, de color gris a gris castaño, siendo ésta lacoloración general del afloramiento. El cemento escarbonático, blanquecino, terroso, de distribuciónheterogénea pero mucho más abundante en el me-tro superior.

La estratificación es grosera, con alternanciairregular de grandes lentes de gravas o conglome-rados, con espesores individuales de 20 a 50 cm,que alternan con pequeñas y más escasas lentesde areniscas gruesas inconsolidadas, de tono gris acastaño oscuro, con algunos fenoclastos mayoresdispersos. Cabe mencionar que las característicasde los depósitos sólo pueden advertirse enescasísimas canteras de ripio, casi todas muy des-moronadas, ya que no existen cortes naturales dis-ponibles.

Los rodados son subangulosos a subredondea-dos, siendo más redondeados los de mayor tamaño.Las formas predominantes son las proladas a equi-dimensionales, con escasos ejemplares discoidales;con buena a moderada selección. Predominan lostamaños entre 8 y 14 cm, con una moda que está enlos 2 a 3 centímetros. Los máximos tamaños, sinembargo, se encuentran en algunos bancos lenticu-lares, donde los clastos son de hasta 20 y 25 centí-metros.

Las gravas de la Formación Pampa Alta se com-ponen de cantos rodados provenientes por lo co-mún de rocas volcánicas y piroclásticas ácidas, fun-damentalmente riolitas porfíricas grises, otras másescasas afíricas, así como tobas e ignimbritas áci-das silicificadas. Hay también clastos de basaltos


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afíricos y de andesitas muy porfíricas y, en menorproporción, de granitoides ácidos de tono gris cla-ro, muy alterados, unos pocos más frescos, y demetamorfitas como gneises y esquistos, con mu-cha inyección silícea. Esta composición evidencia-ría que el área de aporte fue la actual región cordi-llerana.


Los niveles psefíticos de la Formación Pam-pa Alta (al igual que los de unidades sincrónicasaflorantes en áreas vecinas, como las formacio-nes La Ensenada y Cordón Alto), correspondena los depósitos distales del primer nivel de agra-dación pedemontana, formado por coalescenciade abanicos aluviales, que se desarrolló con pos-terioridad a la fase principal de ascenso de lacordillera, la Fase Quéchuica, ocurrida entre los10 y 8,8 Ma (Ramos, 1982), y que cubrieron unpaisaje elaborado sobre sedimentos arcillosos yareniscosos de la Formación Santa Cruz (Panzaet al., 2005).


Las gravas y conglomerados del primer nivel deagradación pedemontana (Formación Pampa Alta)cubren en relación de discordancia erosiva a los de-pósitos continentales de la Formación Santa Cruzdel Mioceno inferior a medio, y están cubiertas enigual relación por las coladas del ciclo basáltico delPlioceno superior - Cuaternario (Basalto LagunaBarrosa), en el noroeste de la comarca.

Edad

En su localidad tipo de la estancia La Ensenada,al nordeste del lago Cardiel (Ramos, 1982), la cola-da basáltica que cubre a los depósitos de la Forma-ción La Ensenada tiene una edad de 8,6 ± 0,6 Ma, loque ubica a dicha unidad en el Mioceno superior másbajo.

Por sus relaciones estratigráficas, las gravas dela Formación Pampa Alta son totalmente equivalen-tes a las de las formaciones La Ensenada y CordónAlto, ambas equiparables entre sí (Panza e Irigoyen,1995; Panza y Marín, 1998; Panza, 2002), y por lotanto su edad es también del Mioceno superior másbajo (Panza, 2002).

Panza et al. (1994), Panza (2002) y Panza et al.(2005) fecharon a todos los Depósitos del primer

nivel de agradación del área que aquí se describe enel Mioceno superior, criterio igualmente seguido porWenzens (2000), autor que también dató a estos ni-veles (que denominó «Meseta I») en el Miocenosuperior (entre los 7 y 8 Ma), edad que se mantieneen este informe.

Depósitos del Nivel II de agradación pe-demontana (4)Gravas y conglomerados finos a gruesos, arenas fi-nas a gruesas y hasta conglomerádicas

Antecedentes

Con posterioridad a la depositación de las gra-vas de la Formación Pampa Alta, correspondientesal primer nivel de agradación pedemontana, se re-conoce en la comarca en estudio otro nivel de depó-sitos psefíticos aterrazados dentro del Mioceno su-perior más alto, los que se disponen inmediatamenteal sureste de los anteriores.

También en este caso se trata de un conjunto demantos de gravas arenosas incluidos en los «Roda-dos Patagónicos» o «Rodados Tehuelches». Al igualque para el caso de los depósitos del primer nivel ysiguiendo el criterio de Panza (2002), tampoco seutiliza aquí la denominación de Rodados Patagóni-cos. Este autor, así como Panza et al. (2005), desig-nó informalmente como Depósitos del Nivel II deagradación pedemontana a las gravas que se en-cuentran en el sector oriental de la pampa Alta, sinemplear ningún término formacional formal ante laimposibilidad de realizar una descripción más com-pleta por falta de cortes naturales.

En la meseta de la pampa Alta, los asomos másorientales fueron mencionados por Wenzens (2000)como «Meseta II» y asignados también al Miocenosuperior (6 Ma), pero a los cercanos al cerro MankAike, en la vecina Hoja Tres Lagos situada al oeste,los nominó «Level 1» y «Level 2», sin explicar dequé se trata (Panza, 2002).

Por su parte, Panza y de Barrio (1987) aplica-ron la denominación de Formación Pampa de laCompañía al manto de gravas gruesas con matrizarenosa, que forma la parte superior de la planiciemesetiforme que se localiza al oeste de Puerto SanJulián, al norte de la comarca, y que, como unalarga franja de 12 a 14 km de ancho, se extiendedesde cercanías de la costa atlántica hacia el po-niente, hasta poco al este de Gobernador Gregores(Panza e Irigoyen, 1995; Panza, 2002; Panza et al.2005).


Distribución areal

En la comarca abarcada por las Hojas PuertoCoig y Puerto Santa Cruz, las gravas y arenas co-rrespondientes a este segundo ciclo de agradaciónpedemontana constituyen, al sur del río Santa Cruz,la cubierta de una extensa planicie mesetiforme. Lamisma se desarrolla hacia el este sin solución decontinuidad hasta cercanías de la costa atlántica, apartir de un elevado escalón morfológico compuestopor el llamado Cordón Alto. En su extremo noro-riental se la conoce como pampa de Monte León.

Esta dilatada planicie presenta pendiente regio-nal hacia el sureste, con alturas máximas de 380 a390 m en el noroeste, en el sector de las estanciasRincón Grande - La Tehuelche. Mantiene valorescercanos a los 350 m en el sector central, hasta al-canzar en el sureste alturas de unos 260 a 275 m(estancias Bremen, Ototel Aike, paraje Lemarchandy borde occidental del Rincón del Buque). Comorelictos de erosión de esta superficie en la comarcacostera oriental, se destacan el cerro Monte León,con 337 m (Fig. 23), y el monte Observación, con318 m sobre el nivel del mar.

El resto de los afloramientos de las gravas delsegundo nivel son los depósitos que cubren la plani-cie agradacional mesetiforme que se despliega alnorte del río Santa Cruz, flanqueando la meseta delprimer nivel (pampa Alta) pero en una posición to-pográfica más baja, también con pendiente regional

hacia el sureste. Se desarrollan como una franja casicontinua desde el puesto Cerro del Mojón hasta elcañadón Grande, con alturas de unos 400 m sobre elnivel del mar en el noroeste y que descienden hasta350 m en el sureste.

Litología

Las características de estos depósitos pudieronser observadas en algunos escasos cortes naturales,como por ejemplo en el acceso a la estancia Caña-dón de las Vacas (Fig. 27), pero por sobre todo envarias canteras («ripieras») abiertas fundamental-mente a la vera de la ruta nacional 3, las que, alestar en su mayor parte en activa explotación, per-mitieron ver la disposición de los clastos y las es-tructuras sedimentarias. El espesor total supera sindudas los 6 m, pero la mayoría de las veces se tie-nen valores parciales, de dos a tres metros.

Son depósitos castaño grisáceos casi siemprepoco consolidados, hasta totalmente sueltos, finos amedianos, más raramente gruesos, y de esqueletopor lo general abierto (aunque puede llegar a serbastante cerrado). Se trata de lentes dominantes deconglomerados y gravas y otras de arenas líticasgruesas a conglomerádicas, castañas, más delgadas.Las psefitas forman lentes de unos 3 a 4 m de longi-tud y 30 a 50 cm de espesor, pudiendo llegar a cons-tituir paquetes de más de 3 m, en algún caso for-mando paleocanales. Por su parte, las arenas tienen

Figura 27. Aspecto general de las gravas, con algunas lentes arenosas, del segundo nivel de agradaciónpedemontana, en el acceso a la estancia Cañadón de las Vacas.


7 a 20 cm de potencia individual (pocas veces hasta50 cm) y longitudes que pueden llegar a los 5 me-tros. En ambas litologías se pueden advertir estruc-turas entrecruzadas bien marcadas, incluso del tipoen artesa. En las lentes arenosas puede haber hila-das de gravas, y en las psefíticas, algunas delgadaslentes de arenas muy finas.

Los conglomerados están constituidos por clas-tos en su mayoría subangulosos a subredondeados,en casos bien redondeados, de formas dominantesproladas y obladas, a equidimensionales más esca-sas. El tamaño máximo es de hasta 15 y 20 cm dediámetro, pero con un tamaño promedio de 2 a 4 cen-tímetros, existiendo una media en los 7 a 11 centíme-tros. Tienen esqueleto abierto, con un 60 % de feno-clastos en una matriz arenosa mediana de color cas-taño grisáceo, que a veces se hace dominante. Cuan-do esto ocurre, la arena se dispone en pequeñas len-tes de 1 a 3 cm de potencia en las que se observanlaminación interna y unos pocos rodados sueltos. Encasos las arenas forman también capas acuñadas quese intercalan con lentes de gravas finas.

Se encuentra asimismo cemento calcáreo terro-so pulverulento blanquecino ocupando espaciosintersticiales o bien como pátina alrededor de los clas-tos; puede ser abundante, sobre todo en la parte su-perior de los depósitos, que en ese caso suele serbastante consolidada. Sin embargo esto no impideque los clastos se separen del cemento y se acumu-len al pie de los afloramientos como un pavimentosuelto. En algún caso se ven lentes conglomerádi-cas o arenosas cementadas por óxidos de hierro, quele imparten un tono castaño rojizo, dentro del griscastaño general de los afloramientos. El óxido pue-de asimismo remarcar láminas internas, manchar enforma irregular a la roca, o delimitar niveles algomás resistentes.

Entre los fenoclastos predominan los fragmen-tos de vulcanitas y piroclastitas silicificadas ácidas,grises, castañas y moradas. Suelen ser abundanteslos clastos de granitos y granodioritas, algunos muymeteorizados. En menor proporción, hay vulcanitasde naturaleza intermedia (andesitas porfíricas, algu-nas muy alteradas) y básica (basaltos, incluso varie-dades amigdulares), rocas metamórficas esquisto-sas con gran inyección cuarzosa, y escasas sedi-mentitas (areniscas castañas, calizas blanquecinas).


Las gravas de esta unidad corresponden a losdepósitos distales de un segundo ciclo de agrada-

ción pedemontana formado por coalescencia de aba-nicos aluviales debido a los movimientos de ascensode la Cordillera Patagónica. No se descarta, sinembargo, la actuación, en parte, de procesos vincu-lados con pedimentación en la génesis de estos de-pósitos.

Relaciones estratigráficas y edad

Los depósitos psefíticos del segundo ciclo deagradación se disponen, tanto en la meseta de lapampa Alta al norte del río Santa Cruz como en lagran planicie entre los ríos Santa Cruz y Coig, ado-sados a los depósitos de la Formación Pampa Alta(Nivel I) pero a un nivel topográfico más bajo, por loque son más jóvenes que éstos.

Las gravas y arenas de este segundo nivel deagradación pedemontana (denominadas porSchellmann, 1998 «Patagonian Gravel, Level II»y asignadas al Mioceno superior alto) también cu-bren en discordancia a los depósitos sinorogénicosdel Mioceno inferior (Formación Santa Cruz), rela-ción que se observa en los afloramientos de la mar-gen sur del valle del río Santa Cruz, en los acantila-dos de la costa atlántica desde el pico Quebrado porel norte hasta cercanías de Lemarchand y PuertoCoig por el sur, y en varias grandes depresiones en-dorreicas labradas en el cuerpo de la meseta (comolos bajos Grande, Tres Lagunas y del Falso, Fig. 28).

En el sector de Camusú Aike, poco al oeste dela comarca, en la Hoja 5172-II, Paso Río Bote, es-tos depósitos están cubiertos por coladas de basal-tos olivínicos asignados al Plioceno superior.

Al norte de la comarca, gravas equivalentes queconstituyen la Formación Pampa de la Compañíafueron primero ubicadas, tentativamente, en el Pleis-toceno inferior a medio por Panza y de Barrio (1987,1989), pero posteriormente Panza e Irigoyen (1995)la situaron, también con dudas, en el Plioceno infe-rior al establecer la continuidad física con otros de-pósitos psefíticos desarrollados al sureste de Gober-nador Gregores, ligeramente más jóvenes que laslavas del Basalto Strobel del Mioceno superior a lasque cubrían.

Sin embargo, la ubicación en el Plioceno supe-rior de las lavas del Basalto La Angelita (antes asig-nado al Pleistoceno inferior a medio) sobre la basede dataciones aportadas por Gorring et al. (1997),llevó a redefinir la edad de las gravas de la Forma-ción Pampa de la Compañía, interpretándose quecorresponden al Mioceno superior más alto (Panza,2002). Por estas consideraciones, Panza (2002) y


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Panza et al. (2005) situaron a las gravas correspon-dientes de las mesetas de la pampa Alta y de la pam-pa de Monte León también en el Mioceno superioralto, criterio que aquí se mantiene.

2.1.2.2. Plioceno

2.1.2.2.1. Plioceno inferior

Depósitos del Nivel III de agradación pe-demontana (5)Gravas gruesas con matriz arenosa fina a mediana

Antecedentes y distribución regional

A una cota topográfica más baja que las psefitasdel segundo nivel de agradación pedemontana, sereconoce en la comarca y en áreas vecinas otro ni-vel de depósitos de gravas aterrazadas desarrolla-dos fundamentalmente en el sector situado al nortedel valle del río Coyle o Coig. También fueron ante-riormente incluidos dentro de los «Rodados Patagó-nicos» o «Rodados Tehuelches», pero, al igual quepara los otros niveles de agradación, tampoco seemplea aquí esa denominación.

Para depósitos similares ubicados al norte de laregión se utilizó el nombre de Formación Mata Gran-de (Panza, 1995a, 1995b, 2002; Panza y Marín,1998).

Por su parte, en el borde nororiental de la mese-ta de la pampa Alta, poco al norte del área de traba-jo, se halla también una planicie mesetiforme produ-cida por la agradación de abanicos aluviales pede-montanos, cuyos depósitos de gravas y arenas, quemantienen una pendiente regional hacia el este, fue-ron señalados informalmente por Panza (2002) y porPanza et al. (2005) como Depósitos del Nivel III deagradación pedemontana. La misma denominaciónfue mantenida por Panza (2002) para el área que sehalla inmediatamente al norte del valle del río Coig,que será descripta a continuación. No se tienen es-tudios previos de detalle de estos depósitos, comoasí tampoco consideraciones acerca de su edad.

En la Hoja 5169-I, Puerto Coig, estas gravasconstituyen la cubierta psefítica de una superficieplana que con una suave pendiente regional hacia elsureste se desarrolla inmediatamente al norte delvalle del río Coig. Está separada de la planicie co-rrespondiente a los depósitos del Nivel II por un es-calón de 40 a 50 m de altura. Se extiende desde lacosta atlántica (cercanías de la laguna Sección Smithpoco al norte de la ex localidad de Puerto Coig) ha-

cia el oriente hasta pocos kilómetros al oeste delmeridiano de 70°30’O en la Hoja Paso Río Bote. ElNivel III de agradación se halla a alturas compren-didas entre los 200 y 250 m sobre el nivel del mar,con unos 220 m de altura media.

Remanentes de erosión, que bajo la forma depequeñas mesetas muy disectadas afloran el sur dePuerto Santa Cruz (en el área de la laguna Grande,poco al norte de la estancia Doraike y hasta cercade la costa atlántica), han sido atribuidos con dudasa este tercer nivel de agradación pedemontana, yaque se encuentran adosados a las gravas del segun-do nivel, pero a menor altura topográfica.

Litología y ambiente

Se trata de un manto subhorizontal continuo, conun espesor que casi seguramente no excede los 3 a5 metros, pero se destaca que la formación de talu-des dificulta la observación directa de los contactoscon las rocas infrayacentes y por lo tanto la medi-ción del espesor. No hay en el área abarcada por laHoja ningún corte natural de estos depósitos, sinosólo un par de viejas canteras hoy totalmentevegetadas, por lo que no se ha podido ver ningunaestructura ni orientación de los fenoclastos, pero nodebe descartarse la posible presencia de las mis-mas.

Son depósitos de gravas por lo general gruesas,casi siempre poco consolidados, constituidos por ro-dados en general irregulares, predominando los su-bangulosos a subredondeados, de formas en generalproladas a equidimensionales, muy raramentediscoidales. Los rodados tienen hasta 12 cm de diá-metro máximo pero con un tamaño promedio de unosseis cm y una moda en uno a dos centímetros. Tie-nen esqueleto mayormente abierto, con un 60% defenoclastos, y una matriz arenosa fina a mediana.

La composición de los clastos es similar a la delas gravas de los demás niveles de agradación: pre-dominan netamente las lavas y piroclastitas ácidas,son menos abundantes las vulcanitas mesosilícicasy básicas. Se encuentran también algunos granitoi-des claros, frescos, así como otros alterados sobretodo en los tamaños más finos. En reducida propor-ción hay fragmentos de metamorfitas con inyección(esquistos cuarzo-micáceos) y de sedimentitas (luti-tas negras y areniscas finas castañas).

Su génesis correspondería a procesos de agra-dación pedemontana, asociados, por lo menos enparte, a acción fluvial y pedimentación, posiblemen-te del tipo de flanco.



Las gravas del Nivel III en la meseta ubicada alnorte del río Coig cubren en discordancia erosiva alas sedimentitas del Mioceno inferior de la Forma-ción Santa Cruz y se adosan a las gravas del NivelII, pero a un nivel topográfico inferior, por lo que sonmás jóvenes que éstas.

En forma imprecisa, y hasta contar con datosmás confiables, se las asigna a la parte baja del Plio-ceno inferior, siguiendo el criterio de Panza (2002),mantenido por Panza et al. (2005).

2.1.2.2.2. Plioceno inferior alto a superior

Depósitos fluviales aterrazados de los ríosChico, Santa Cruz y Coyle

Generalidades y antecedentes

En el área abarcada por las Hojas Puerto Coig yPuerto Santa Cruz se reconocieron depósitos fluvia-les aterrazados antiguos correspondientes a tres sis-temas hidrográficos de gran desarrollo e importan-cia en el sector centro - oriental de la provincia deSanta Cruz, que son, de norte a sur, el de los ríosShehuen - Chico al nordeste, el del río Santa Cruz,muy conspicuo en la comarca, y el del río Coig oCoyle en el borde austral de la misma.

Se trata fundamentalmente de gravas, con are-nas asociadas, que pertenecen a los depósitos de lasllanuras aluviales o de inundación de los ríos, los que,como consecuencia de sucesivos episodios de le-vantamiento epirogénico y posterior denudación, fue-ron erosionados ante cada cambio del nivel de base,dando como resultado la formación de los diferentesniveles de terrazas y la consecuente profundizaciónde los valles.

El conocimiento de estos depósitos fluviales co-menzó a partir de la síntesis de Feruglio (1949-1950),de las tareas de levantamiento regional de las Hojasa escala 1:250.000 4969-IV, Puerto San Julián (Pan-za e Irigoyen, 1995), 4969-I, Gobernador Gregores(Panza y Marín, 1998), 4969-III, Laguna Grande(Panza y Sacomani, 2001; Panza et al., 2005) y 4972-IV, Tres Lagos (Cobos y Panza, 2001; Cobos et al.,2009), y también de los trabajos de Wenzens (2000)y Schellmann et al. (2000). Sobre la base de todosestos antecedentes, Panza (2002) realizó una sínte-sis para la provincia de Santa Cruz, parte de cuyasconclusiones se aplican en este informe.

Por un lado, en el nordeste de la comarca sehallan representados varios de los niveles másantiguos del complejo sistema de terrazas fluvia-les que se desarrolló en los valles de los ríosShehuen (o Chalía) y Chico. Este sistema, en suconjunto, fue detallado por Panza (2002) y Pan-za et al. (2005) y, si bien tiene su mayor expre-sión dentro de áreas situadas al norte de las Ho-jas, los afloramientos más orientales alcanzan lacosta marina atlántica al este de la localidad dePuerto Santa Cruz, en la Hoja del mismo nom-bre.

Con los estudios precedentes, Panza (2002) pudoreconocer un total de 5 niveles de terrazas fluvialesgenética y evolutivamente relacionadas entre sí, delas cuales los tres niveles más antiguos se encuen-tran en la comarca en estudio.

El comportamiento del sistema fluvial de los ríosShehuen y Chico varió en su evolución desde el Mio-ceno superior más alto y el Plioceno inferior, hastael Cuaternario.

De acuerdo con los trabajos citados y la síntesisde Panza (2002), se ha determinado que original-mente habría existido en el centro de la provincia deSanta Cruz, al norte de la comarca, un amplio vallefluvial orientado de oeste a este, surcado por el ríoShehuen y el curso inferior del río Chico. Un exten-so sistema de terrazas fluviales, de gran desarrollosobre todo en la margen izquierda (norte) del valle,acompañaba al curso de agua hasta su desemboca-dura en la costa atlántica.

Simultáneamente, otro paleorío formado por elcurso superior del río Chico (el situado de Goberna-dor Gregores al oeste) desaguaba en el océano At-lántico al norte de Puerto San Julián en el Pliocenoinferior más alto, como lo demuestran las datacio-nes radimétricas de coladas basálticas que cubren alos sedimentos fluviales descriptos por Panza y Marín(1998) y por Panza (2002), y también aflorantes alnorte de la comarca.

Posteriormente (quizás en el Plioceno superioralto o Pleistoceno más bajo), un afluente de la mar-gen izquierda del río Shehuen o Chalía capturó alpaleorío Chico poco al sur de la ciudad de Goberna-dor Gregores. Dicho proceso modificó el curso delrío y decapitó el tramo inferior, que ya no desaguómás en el Atlántico por su salida original. El valle delrío Seco sería el probable relicto del antiguo cauce(Panza y Marín, 1998).

A partir de entonces se produjo la integración delos sistemas fluviales de los ríos Shehuen y Chico,con la formación de los niveles más jóvenes de te-


rrazas en el Pleistoceno y Holoceno (Panza, 2002),los cuales se extienden íntegramente al norte del áreaen estudio.

En forma simultánea con el sistema hidrográficoanterior, se desarrollaba en el ámbito de las HojasPuerto Coig y Puerto Santa Cruz el correspondienteal río Santa Cruz, el más importante, por su caudal,de la provincia y de toda la Patagonia austral. Lamayor parte del complejo conjunto de terrazas flu-viales de este sistema está representado en el áreade las Hojas.

Basándose en las contribuciones de Feruglio(1950) y Schellmann (1998), en trabajos regionalesde Panza e Irigoyen (1995) y Panza y Sacomani(2001) y en la observación de imágenes satelitales yfotografías aéreas, Panza (2002) realizó una síntesisen la que diferenció 5 niveles de terrazas fluvialespertenecientes al sistema hidrográfico del río SantaCruz, pero aclaró que en esas planicies se registra-ban otros escalones o subniveles, en casos con re-ducida continuidad física o poca expresión topográ-fica.

Como resultado del trabajo regional de detalleefectuado durante el levantamiento de estas Hojas,en este informe se han reconocido un total de ochoniveles de depósitos fluviales aterrazados en el valledel río Santa Cruz, los cuales serán descriptos a con-tinuación.

El análisis de los niveles aterrazados del cursoinferior de los ríos Santa Cruz y Chico permitió infe-rir que, en tiempos por lo menos del Plioceno infe-rior alto, ambos cursos de agua desaguaban en elocéano Atlántico formando un amplio delta, cuyosdepósitos más extensos (la terraza I del río Chico yla terraza III del río Santa Cruz) se encuentran en laactualidad a alturas entre los 75 y 110 m sobre elnivel del mar. Este paleodelta ya fue inferido porSchellmann (1998), Schellmann et al. (2000) yWenzens (2000).

Finalmente, en el extremo suroriental de la HojaPuerto Coig se encuentra el tramo inferior del vallefluvial del río Coig o Coyle, hasta su desembocaduraen el océano Atlántico por medio de un extenso yalargado estuario, la ría Coig.

En el valle de este río se desarrolló también uncomplicado sistema de terrazas fluviales, de muyvariable extensión superficial, pero sólo parte de dosde estos niveles tienen una pequeña representacióndentro de las Hojas. No hay estudios sobre estasterrazas, sino tan sólo observaciones muy incomple-tas en la obra de Feruglio (1949-1950) y en la sínte-sis regional de Panza (2002).

Depósitos fluviales aterrazados del ríoSanta Cruz (niveles I, II y III) (6, 7 y 8)Gravas gruesas a muy gruesas, en algunos casosmedianas; arenas medianas a gruesas subordinadas

a. Depósitos del Nivel I (6)

El nivel más antiguo o Nivel I tiene, en la comar-ca, afloramientos reducidos y recortados por la ero-sión posterior en la margen derecha (sur) del ríoSanta Cruz en dos sectores: el más importante seencuentra entre inmediaciones de la estancia LaSantacruceña por el oeste y el cañadón Casa Viejapor el este, mientras que el segundo sector se hallaen la Hoja Puerto Santa Cruz al norte del ParqueNacional Monte León. En la primera localidad tienecotas entre 275 y 290 m, en tanto que hacia el estelas alturas medias apenas superan los 230 metros,manteniendo en todos los casos una suave pendien-te regional hacia el este.

Este nivel superior no fue diferenciado en la sín-tesis de Panza (2002), mientras que Schellmann(1998) denominó como terraza T1 únicamente a losasomos más occidentales.

No se ha observado ningún corte natural de es-tos depósitos, por lo que muy poco puede decirse desus características. Composicionalmente son gravasgruesas a muy gruesas, compuestas por fenoclastossubredondeados a redondeados inmersos en unamatriz arenosa gruesa.

Si bien tampoco se ha identificado en ningún lu-gar el contacto inferior de estos depósitos fluviales,sin lugar a dudas la unidad infrayacente es la For-mación Santa Cruz, del Mioceno inferior a medio. Asu vez, estarían separados por un escalón de los se-dimentos, también psefíticos, correspondientes altercer nivel de agradación pedemontana, asignadosa la parte más baja del Plioceno inferior. Por esemotivo, en este trabajo se considera que las gravasaquí detalladas se habrían depositado también en elPlioceno inferior, coincidiendo con el criterio deSchellmann (1998), que otorgó la misma edad (4,5 a5 Ma) a su terraza T1.

b. Depósitos del Nivel II (7)

En cuanto al Nivel II, se desarrolla también comouna delgada franja paralela al nivel anterior en lossectores antes mencionados de la margen derechadel río, donde constituye un conjunto de pequeñasmesetas que son remanentes de erosión de la terra-za originalmente continua, con cotas entre 200 y 225


m en el oeste y 175 a 180 m en los asomos cercanosa la costa atlántica.

Asimismo, estos niveles tienen importante desa-rrollo en la margen norte (izquierda) del río entre laestancia La Libertad y el valle del cañadón Grande.Sus alturas alcanzan en este sector occidental tam-bién los 200 a 225 m sobre el nivel del mar. Aquí losdepósitos fluviales están profundamente disectadospor la erosión posterior de algunos afluentes del ríoprincipal, como los cañadones Yatén Guajén yKolienk Aike.

Estos depósitos no fueron diferenciados ni porSchellmann (1998), autor que quizás incluyó algunode los afloramientos en su terraza T1, ni por Panza(2002).

Poco al este de la estancia La Libertad se pue-de observar un corte de estos sedimentos, que estáncubiertos por una colada correspondiente al BasaltoLaguna Barrosa. Se trata de unos tres metros visi-bles de gravas medianas a gruesas, inconsolidadas,formadas por rodados subangulosos a sub-redondeados, hasta redondeados en los de mayortamaño, que alcanzan los 15 centímetros. El tamañomás común está en los 6 a 7 cm, con una modasecundaria en los 2 a 4 centímetros. Los fenoclastosson de formas proladas y equidimensionales, y pre-dominan netamente los de rocas volcánicas ácidas,porfíricas o afíricas y muy silicificadas por lo gene-ral. En segundo lugar se tienen metamorfitas coninyección, del tipo de esquistos cuarzosos, así comoandesitas alteradas y basaltos afíricos (estos últimosabundantes en los tamaños menores). En forma su-bordinada, hay granitoides alterados y escasas are-niscas líticas de grano grueso.

Ante la falta de criterios precisos para determi-nar la edad de estos depósitos, se los ubica en formatentativa también en el Plioceno inferior tardío.

c. Depósitos del Nivel III (8)

El nivel siguiente o Nivel III, forma, en la co-marca ocupada por las Hojas Puerto Coig y PuertoSanta Cruz, afloramientos muy importantes en doslocalidades de la margen derecha (austral) del río: alnorte de la ruta provincial 9, en el sector entre elcerro Pirámide y el cañadón de las Matas (Fig. 6),donde tiene cotas entre 150 y 165 m sobre el niveldel mar y está separado del nivel anterior por unaescarpa de erosión en tramos inexistente o muy poconotoria, y en la amplia meseta situada al sur de Co-mandante Luis Piedra Buena y Puerto Santa Cruz,donde alcanza la costa atlántica, con alturas de 130

a 150 m en los sectores occidentales hasta 115 - 120m en las bardas situadas inmediatamente al oestedel poblado de Puerto Santa Cruz. En la margen iz-quierda, por su parte, aflora entre las estancias LaLibertad y La Barrancosa, al norte de la estancia LaMarina, y entre las estancias Enriqueta y Alun-Co(Fig. 14), donde es en parte cruzado por la ruta pro-vincial 17 y forma los cerros de los Caracoles. Enlas dos primeras localidades tiene cotas entre 175 y200 m, mientras que en la última alcanza entre 130 y150 m sobre el nivel del mar. Se eleva unos 110 a120 m sobre la planicie aluvial actual del río SantaCruz.

Corresponde, en muchos de los afloramientos, alNivel III del cerro Fortaleza - La Barrancosa de Feru-glio (1949-1950), mientras que los más orientales ysituados dentro de la comarca en estudio, se correla-cionan con el nivel T2 de Schellmann (1998) o con elnivel T1 de Panza (2002). Para Panza e Irigoyen(1995), un pequeño sector de este nivel emplazado alnorte de Puerto Santa Cruz fue identificado como undepósito de agradación pedemontana.

Los depósitos fluviales cubren en discordanciaerosiva a las sedimentitas y piroclastitas continenta-les de la Formación Santa Cruz en el oeste (La Li-bertad, La Marina, cerro Pirámide),en tanto que des-de la tapera Los Guindos hasta la costa atlánticasuprayacen en igual relación a las areniscas y peli-tas marinas de la Formación Monte León (Fig. 29).En el oeste están cubiertos por coladas basálticaspliocenas.

En los asomos de este nivel ubicados en la frac-ción correspondiente a la Hoja Puerto Santa Cruz,las características de las gravas fueron reconocidasen varias canteras de gravas y arenas situadas a lavera de la ruta nacional 288, en el acceso a esa lo-calidad. Allí los depósitos fluviales tienen espesoresmínimos de más de 5 m, ya que las labores minerasno alcanzan la base de la unidad. Por debajo de unos40 cm de suelo con numerosos rodados y abundantecemento carbonático, se tiene una secuencia de ban-cos lenticulares de gravas finas con esqueleto algocerrado, con matriz arenosa mediana a gruesa y conabundante cemento calcáreo terroso pulverulento,en muchas ocasiones con marcadas estructuras enartesas. Estos bancos en muchos sectores alternancon lentes de arenas conglomerádicas, también conartesas muy bien preservadas, muchas veces algoremarcadas por el material carbonático. El espesorindividual de las lentes de gravas y arenas es de unos20 a 30 centímetros. Los fenoclastos son subredon-deados a redondeados, de formas proladas, obladas


y raramente equidimensionales. El tamaño más co-mún es de 3 a 5 cm, llegando en los mayores hastalos 12 centímetros. Abundan notoriamente los de ro-cas volcánicas y piroclásticas ácidas, seguidos enmucha menor proporción por los de andesitas y ba-saltos, y en forma subordinada por fragmentos demetamorfitas con inyección y escasos granitoides(granodioritas).

Con respecto a los afloramientos en el área si-tuada entre las estancias La Libertad y La Barran-cosa, se tratan de gravas finas y medianas, en lasque sólo excepcionalmente se observan fenoclastosde 12 a 15 cm (ya que los tamaños medios varían de7 a 9 cm y son muy comunes los rodados de 2 a 4cm). Las características de los rodados son muy si-milares a los de los asomos antes citados, si bienaquí son también importantes los fragmentos de an-desitas porfíricas, de metamorfitas inyectadas y degranitoides de composición intermedia y ácida.

En cuanto a los depósitos atravesados por la rutaprovincial 17, son unos 4 m visibles de gravas algogruesas (clastos mayores de 12 a 15 cm, tamañomedio de 5 a 9 cm), matriz sostén a clasto sostén,con una abundante matriz arenosa gruesa asabulítica. Los fragmentos, subredondeados la ma-yoría hasta redondeados los mayores, son de for-mas proladas dominantes. Hay notorio predominiode las vulcanitas y piroclastitas ácidas (en general

riolitas porfíricas silicificadas) sobre los basaltos yandesitas; hay escasas metamorfitas y algunas peli-tas negras.

Se estima, compartiendo las ideas de Schellmann(1998) y de Panza (2002), que este nivel de depósi-tos se habría formado aproximadamente en el límiteentre el Plioceno inferior y el Plioceno superior, esdecir hace unos 3,5 millones de años.

Depósitos fluviales aterrazados del tramoinferior del río Chico (Nivel I) (9)Conglomerados y gravas medianas a muy gruesas,con matriz arenosa gruesa; escasas arenas gruesas

Un total de tres secuencias de depósitos aluvia-les antiguos pertenecientes a los sistemas fluvialesdel río Shehuen y del tramo inferior del río Chico,que por erosión posterior darían lugar a los corres-pondientes niveles de terrazas, se reconocen en elsector nororiental de la Hoja Puerto Santa Cruz, in-mediatamente al este de la ría del mismo nombre.Siempre tienen una suave pendiente hacia el surestey sus alturas decrecen gradualmente hacia la plani-cie aluvial actual.

Los depósitos del Nivel I (más antiguo) com-prenden un conjunto de sedimentos psefíticos queintegran una extensa planicie mesetiforme que sedesarrolla en la margen norte (izquierda) del río Chi-

Figura 29. Valle del río Santa Cruz frente a la estancia Chikorik Aike. En la margen derecha se observan las plani-cies de las terrazas fluviales III (el nivel superior más al fondo), IV (el nivel intermedio) y VIII (la más baja) que seeleva directamente por encima de la planicie aluvial actual del río. En primer plano, la terraza fluvial VII en la mar-

gen norte. Muy cubiertos, se aprecian reducidos asomos de la Formación Monte León.


co al norte y nordeste de la comarca, pero que en lamisma constituye un pequeño remanente en su ex-tremo más oriental, en el sector de la estancia SantaRosa. Allí la planicie alcanza la costa atlántica, don-de los depósitos de gravas componen la parte cuspi-dal de los acantilados. Se trata de una superficie re-lativamente plana y uniforme, incipientemente disec-tada por pequeños cañadones y cubierta en partepor depósitos aluviales y eólicos.

Estos depósitos aluviales antiguos del Nivel I (T2para Wenzens, 2000) se elevan unos 10 a 20 m so-bre la planicie correspondiente al segundo nivel deterrazas fluviales del río Chico, manteniendo una al-tura superior a los 50 m s.n.m. en los reducidos aflo-ramientos de la Hoja.

Su espesor es muy difícil de medir debido a laformación de taludes en los frentes de los aflora-mientos que enmascaran el contacto con las rocasinfrayacentes, pero se calcula, en este sector distalde los afloramientos, en unos 10 m como máximo;los valores efectivamente medidos no superan lostres metros.

Cubren en discordancia a niveles paleógeno -neógenos de la Formación Monte León y consistenen conglomerados y gravas medianos a gruesos, conesqueleto bastante abierto. Están integrados por clas-tos subredondeados a redondeados y escasos su-bangulosos, con formas proladas a equidimensionalesy diámetros variables entre 1 a 10 cm (máximos 20a 30 cm), en matriz arenosa gruesa con algo de ce-mento carbonático.

Se han podido confirmar las observaciones dePanza et al. (2005) en cuanto a la composición delos rodados, que son en su mayoría de rocas graníti-cas (granitos grises y granodioritas), de vulcanitas(riolitas y andesitas porfíricas, escasos basaltos vesi-culares), de piroclastitas ácidas (ignimbritas y tobassilicificadas) y de cuarzo de veta, así como otrosmás escasos de metamorfitas esquistosas con in-yección silícea y de sedimentitas.

Edad y correlación

Para Wenzens (2000), los depósitos del primernivel de terrazas fluviales del tramo inferior del ríoChico se habrían originado aproximadamente en ellímite Plioceno inferior - Plioceno superior (alrede-dor de 3,5 Ma), edad que Panza (2002) consideróprobable. Igual criterio se acepta en este informe,estimándose en consecuencia que estos depósitosserían sincrónicos con los correspondientes al NivelIII del río Santa Cruz.

Las características similares de los depósitosdel Nivel I de terrazas del tramo inferior del ríoChico y los del Nivel III del sistema del río SantaCruz, permiten inferir que en tiempos del Pliocenoinferior más alto y el superior más bajo (probable-mente ya desde cerca de los 4,5 Ma según Wenzens,2000) ambos ríos habrían desembocado en el océa-no Atlántico por medio de un amplio delta, cuyosdepósitos se encuentran hoy ascendidos, con res-pecto al nivel del mar actual, a una cota de entre75 y 110 metros. La idea de este gran delta fuetambién expresada por Schellmann (1998) ySchellmann et al. (2000).

2.1.3. NEÓGENO SUPERIOR - CUATER-NARIO

2.1.3.1. Plioceno superior - Pleistoceno infe-rior

Basalto Laguna Barrosa (10)Basaltos olivínicos

Antecedentes

En trabajos preliminares de Cobos y Panza(2001) se denominó Basalto Laguna Barrosa a losextensos derrames desarrollados en las altas mese-tas situadas entre los ríos Shehuen y Santa Cruz (co-nocidas como la pampa Alta). Las coladas afloran-tes en la esquina noroccidental de la comarca sonlas más orientales de este ciclo volcánico. El nom-bre fue adoptado por Panza y Franchi (2002), quie-nes efectuaron una síntesis completa sobre los ba-saltos de este episodio que abarca del Plioceno su-perior al Pleistoceno inferior, así como también porCobos et al. (2009) y por Panza et al. (2005) paramapeos regionales al noroeste y al norte de la HojaPuerto Coig.

Los primeros en reconocer estos basaltos fue-ron Darwin (1846) y Carlos Ameghino (1890), du-rante sus viajes remontando el río Santa Cruz.

Estas lavas básicas serían sincrónicas con elBasalto La Angelita, denominación propuesta porPanza (1982) para incluir a extensos mantos basálti-cos de muy variable extensión, pero de espesor re-ducido, que se hallan en amplios sectores del Maci-zo del Deseado, los cuales fueron también estudia-dos por Sacomani (1984) en la región al norte deGobernador Gregores.

En el Mapa Geológico de la provincia de SantaCruz (Panza et al., 1994) se agrupó a estas lavas


dentro de un ciclo plioceno superior - pleistocenoinferior.

Dataciones radimétricas y análisis químicos so-bre alguno de estos basaltos fueron aportados porGorring et al. (1997). Por su parte, Haller et al.(2002) analizaron la petrografía y geoquímica debasaltos equivalentes aflorantes en el campo volcá-nico de Camusú Aike, poco al oeste de la comarca.

Distribución areal

El Basalto Laguna Barrosa se encuentra en elextremo noroccidental de la Hoja Puerto Coig, don-de se presenta como delgadas coladas que se handerramado en forma encauzada. Ellas fluyeron ha-cia las partes más bajas siguiendo los faldeos de lameseta o los valles de algunos cañadones, como elKolienk Aike (Fig. 30), el Yatén Guajén y el Quema-do (Fig. 31), llegando incluso hasta muy cerca delmismo río Santa Cruz, tal como se observa en cer-canías de la estancia La Barrancosa, donde se de-rraman sobre dos de las terrazas fluviales más anti-guas del sistema fluvial, los niveles II y III.

Se han identificado solamente 5 bocas de emi-sión, como conos volcánicos no demasiadodestacables en el paisaje local. Los únicos nominadosson los cerros Negro (Fig. 30) y del Mojón (Fig. 32).

En algunos casos se estima que los basaltos se po-drían haber derramado siguiendo fracturas de rum-bo NO-SE.

Litología

Los distintos campos lávicos correspondientes aestos basaltos se caracterizan casi siempre por lapresencia de una a varias coladas, que en ocasionessuelen ser bastante espesas (4 a 6 m), pero que porlo general tienen potencias de entre uno y tres me-tros. Los mayores espesores, por superposición devarias coladas, se hallan por ejemplo en el cañadónKolienk Aike, donde se derramaron a partir del conodel cerro Negro (Fig. 30), en el Yatén Guajén en elárea de la estancia Las Hermanas, y en el valle delrío Santa Cruz en las cercanías de la estancia LaBarrancosa (donde las dos a tres coladas forman unparedón vertical oscuro, de hasta 9 metros, en elque se observa algún túnel de lava).

En las coladas de este episodio volcánico se re-conoce casi siempre una sección superior muy vesi-cular a amigdaloide, de un basalto negro y casi siem-pre fresco, que tiene de 0,30 a 1,00 m de espesor.La mayoría de las cavidades son subesféricas, condiámetros variables entre 0,5 y 2 centímetros; sonmuy frecuentes las grandes vesículas ovoidales o

Figura 30. Apilamiento de coladas lávicas del Basalto Laguna Barrosa encauzadas en el cañadón Kolienk Aike yderramadas a partir del cono volcánico del cerro Negro, que se ve a la izquierda. El valle fue labrado en las gravas

del primer nivel de agradación pedemontana que se observan al fondo de la imagen.


Figura 32. El cerro del Mojón, centro de emisión del Basalto Laguna Barrosa, visto desde el este. Foto tomadadesde otro cono de escorias, en el cual se destacan numerosas bombas volcánicas basálticas de color rojizo y

muy livianas.

Figura 31. Vista al sur del valle del cañadón Quemado en cercanías de la estancia Cerro Negro. Coladas del Ba-salto Laguna Barrosa erosionadas por el citado curso de agua, que constituyen un ejemplo de inversión de relie-ve. En la margen izquierda del valle se observan sedimentitas de la Formación Santa Cruz y, en la derecha, una

orla de asentamientos gravitacionales.


elongadas (con frecuencia orientadas y alineadas,formando a veces hasta canalículos) de 6 a 7 cm delongitud máxima (si bien el promedio alcanza a uncentímetro). Se suelen ver amígdulas rellenas pormaterial blanquecino cristalino (analcima) o por otraszeolitas fibrosas blanquecinas, o bien tapizadas pormaterial terroso pulverulento carbonático castaño aamarillento, a veces formando pátinas blanquecinas.Esta sección es en parte escoriácea, y entonces esmayor el grado de alteración y la tinción por óxidosde hierro.

La sección media o principal es mucho menosvesicular (casi siempre microvesicular), si bien a ve-ces tiene grandes vesículas subesféricas ocanalículos aislados casi siempre horizontales. Tie-ne una disyunción vertical grosera, que en casos sehace bien marcada. Cuando la estructura está biendefinida, los basaltos se suelen partir en grandes blo-ques cúbicos de hasta 0,80 m de lado, con volúme-nes que alcanzan el metro cúbico. En ocasiones seobserva también una partición o lajamiento subhori-zontal que facilita la formación de los bloques cúbi-cos o prismáticos, a veces bastante irregulares; siesta última estructura está bien desarrollada, la rocase parte en lajas finas, de 5 a 20 cm de espesor.

En esta sección principal los basaltos, mela-nocráticos (de color negro a gris negruzco), suelenser algo menos porfíricos que en el resto de la cola-da, hasta casi afíricos.

En muy pocas ocasiones se advierte una sec-ción inferior muy escoriácea y de color rojizo mora-do por oxidación, de 0,30 a 0,40 m de espesor.

Cuando las coladas son poco espesas (0,5 a 1,5m), o bien en las partes distales de las mismas, no sereconocen las secciones y en todo el espesor se dis-tingue una estructura bien vesicular a amigdaloide.Las vesículas tienen un tamaño promedio de 2 a 15mm, las más pequeñas son esféricas y alargadas yalgo irregulares las de mayor tamaño (5 a 8 cm).

En casi todos los casos los basaltos son desdeprácticamente afíricos a poco a medianamente por-fíricos, y son escasos los de marcado porfirismo. Loscristales fémicos son de olivina verdosa, de 1 a 2mm, y están casi siempre frescos, pero en ocasio-nes se hallan algo alterados en iddingsita. Se obser-van asimismo pequeños prismas euhedrales de pla-gioclasas frescas, de 1 a 5 mm, o bien pequeñospuntos blanquecinos en la base afanítica.

Al microscopio son poco porfíricos, con pastasde textura intergranular a intersertal. Se observanpor lo general grandes fenocristales de olivina y másescasos clinopiroxenos, a veces en relación ofítica o

subofítica, en una pasta bastante gruesa con gránu-los de olivina, piroxeno y opacos, tablillas de labra-dorita y, en ocasiones, mesostasis de vidrio castaño.

El relieve superficial de las coladas del BasaltoLaguna Barrosa es irregular, con pequeñas lomadasy depresiones, y cubierto por gran cantidad de blo-ques grandes irregulares a subesféricos, o por lajasde hasta 1 m2 de superficie. El frente o la parte dis-tal de las coladas también muestra un predominio debloques, bochones y lajas gruesas irregulares; sola-mente en los frentes más espesos o en algunos cor-tes naturales se advierte una disyunción vertical pris-mática, casi siempre bien desarrollada.

La existencia de una sección central maciza omicrovesicular, la forma típicamente esférica y regu-lar de las vesículas, la falta de una superficie suma-mente escabrosa cubierta por fragmentos de escoriaásperos y cortantes y la presencia de túneles de lava,como alguno localizado en las cercanías de la estan-cia La Barrancosa, o los reconocidos por Panza et al.(2005) en el cañadón Yatén Guajén, permiten consi-derar a estas lavas como del tipo pahoehoe. Asimis-mo, es propia de estas lavas la gran extensión alcan-zada por las coladas sin mayores cambios en sus ca-racterísticas desde la boca de emisión hasta su extre-mo distal, lo que sugiere que se trataba de lavas muypoco viscosas y ricas en volátiles.

El contacto basal se ve en muy pocos casos de-bido a la cantidad de rocas y bloques caídos por re-moción en masa, que dificultan la observación y aveces constituyen una delgada orla de pequeñosdeslizamientos, notoria entre las estancias La Liber-tad y La Barrancosa.

El curso de las coladas del Basalto Laguna Ba-rrosa está fuertemente controlado por el relieve pre-vio, ya que las emisiones lávicas sepultaron las par-tes bajas y se encauzaron en los valles de cursos deagua preexistentes. En el caso del cerro Negro, seadvierte que el mismo cono volcánico está emplaza-do dentro del valle del cañadón Yatén Guajén (Fig.30). El sepultamiento del relieve no fue total, ya quequedaron como remanentes aislados algunas venta-nas lávicas convexas.

La erosión posterior de las coladas por la acciónfluvial de algunos cañadones (Yatén Guajén, KolienkAike, Quemado) produce típicos ejemplos de inver-sión de relieve (Fig. 31).

Conos volcánicos

En casi todos los casos, los centros de emisióndel Basalto Laguna Barrosa son típicos conos de


escoria, que muestran una planta de contorno circu-lar o más raramente elipsoidal, con un diámetro ba-sal de 300 a 1000 m y una altura sobre los derramesque raramente supera los 50 a 100 metros. El másgrande es el del cerro del Mojón (Fig. 32).

Todos los conos observados son el producto deuna erupción que no diseminó mayormente el mate-rial piroclástico eyectado, posiblemente debido altamaño del mismo. Algunos son del tipo aportillado,con una escotadura por la cual se produjo la emisióndel material lávico.

El basalto de la periferia de los conos es muyvesicular, de grano fino y prácticamente afírico. Encambio, el centro y las laderas de los conos estáncubiertos por lapillos, bombas y bloques de escoriabasáltica, casi siempre de color rojo ladrillo a mora-do por oxidación, y sumamente vesiculares por loque son muy livianos (Fig. 32). En algunos conos seven bancos de aglomerados volcánicos gruesos, decolor violáceo oscuro a rojizo y aspecto muy altera-do, con espesores de hasta dos y tres metros.


Las coladas del Basalto Laguna Barrosa cubrenen discordancia erosiva a las gravas de la FormaciónPampa Alta del Mioceno superior, y a las correspon-dientes al segundo nivel de agradación pedemontana,asignadas también al Mioceno superior, y se han de-rramado siguiendo cauces previamente labrados enlas mismas, como se visualiza claramente en los ca-ñadones Yatén Guajén, Quemado y Kolienk Aike (Fig.30). Las unidades más jóvenes cubiertas por estosbasaltos son los depósitos fluviales aterrazados del ríoSanta Cruz, de los niveles II y III.

En los primeros reconocimientos geológicos, yante la falta de dataciones radimétricas, estos basal-tos se asignaron al Pleistoceno, sobre la base de labuena conservación de las coladas y sus aparatosde emisión. En un primer trabajo de síntesis, Panzaet al. (1994) reunieron a todas las lavas modernasde la provincia de Santa Cruz, en forma complexiva,dentro de un ciclo plioceno superior - pleistocenoinferior.

Gorring et al. (1997) y Panza y Marín (1998)dieron a conocer varias dataciones radimétricas co-rrespondientes a lavas asignadas al Basalto LaAngelita, sincrónicas con los derrames del BasaltoLaguna Barrosa. Algunas de estas lavas están ubi-cadas dentro de la Hoja Gobernador Gregores (alnorte de la comarca), en la estancia El Puma el va-lor fue de 3,64 ± 0,13 Ma, en el cerro Bandera de

3,4 ± 0,02 Ma y en la estancia La Angostura de 3,65± 0,07 Ma. Para la Hoja Tres Cerros (nordeste de lacomarca) obtuvieron, en el campo lávico del mismonombre, una edad de 1,96 ± 0,16 Ma, y en las cerca-nías de la estancia Vega Grande, de 2,82 ± 0,14 Ma.Por su parte, en la localidad tipo del Basalto LaAngelita, el valor analizado fue de 2,0 ± 0,05 Ma.

Para el mismo Basalto Laguna Barrosa,Wenzens (2000) aportó varias dataciones por elmétodo K/Ar de muestras tomadas en distintos si-tios ubicados un poco al oeste y noroeste del área detrabajo: cerro Mank Aike (2,53 ± 0,13 Ma), estanciaLos Petisos (2,2 ± 0,9 Ma y 2,8 ± 1,4 Ma), cerro LosOrientales (2,48 ± 0,12 Ma y 3,10 ± 0,15 Ma), estan-cia La Urbana (2,25 ± 0,27 Ma) y estancia El Amor(3,00 ± 0,18 Ma).

Finalmente, Panza et al. (2005) dieron a cono-cer una nueva edad de 3,23 ± 0,38 Ma, obtenida porel método 39Ar/40Ar sobre un basalto del cerro de laestancia La Pilar, situado apenas 6 km al norte de laesquina noroccidental de la Hoja Puerto Coig

Todos estos valores indican una edad pliocenasuperior, no descartándose, sin embargo, que algu-nas emisiones de este ciclo puedan llegar a ser delPleistoceno más bajo.

2.1.4. CUATERNARIO

2.1.4.1. Pleistoceno

Depósitos fluviales aterrazados del ríoSanta Cruz (niveles IV, V y VI) (11, 12 y13)Gravas y conglomerados medianos a gruesos, conmatriz arenosa; arenas gruesas subordinadas

Como se dijo con anterioridad, las síntesis de Feru-glio (1950) y de Schellmann (1998), los trabajos re-gionales de Panza y Sacomani (2001) y la actualiza-ción de Panza (2002), apoyada en la observación deimágenes satelitales y fotografías aéreas, permitió elestudio detallado de los depósitos fluviales aterrazadosdel sistema del río Santa Cruz, y entre ellos de loscorrespondientes a los niveles IV, V y VI.

Con respecto a su edad, a todos estos depósitosse los asigna complexivamente al Pleistoceno (Pan-za, 2002).

a. Depósitos del Nivel IV (11)

Los depósitos del Nivel IV forman asomosdiscontinuos en ambas márgenes del río, pero el


mayor desarrollo se localiza en su tramo inferior. Así,en la margen sur se los reconoce al este del RincónGrande, adosados al nivel anterior con un desnivelapenas marcado, al sur de la chacra Los Plateados(en el Rincón Chico, también adosados al Nivel IIIpero en este caso con un escalón bien notorio), yentre la Sección Munchi de la estancia San Benito yel cañadón Casa Vieja (Figs. 6 y 29). Por su parteen la margen norte (derecha), los principales aflora-mientos se hallan en las cercanías de la estancia LaMarina, donde son cortados por el valle del cañadónGrande, un delgado asomo al pie de los cerros de losCaracoles y, ya fuera de la comarca, en el morroBeagle, en la unión de los ríos Chico y Santa Cruz.En los afloramientos occidentales se encuentra a 125-130 m sobre el nivel del mar, para descender a 75 -100 m en la Sección de la estancia San Benito hastaunos 75 m ya en la ría. En todos los casos mantienenuna suave pendiente hacia el este, y su altura decrecegradualmente hacia la planicie aluvial actual. La po-tencia máxima estimada, ya que no se observó ningúncorte completo, es de hasta cuatro o cinco metros.

En los asomos occidentales, hasta el puesto Solísy la estancia La Marina, cubren discordantemente ala Formación Santa Cruz, mientras que desde la cha-cra Los Plateados al este lo hacen sobre las rocasde la Formación Monte León.

En la margen izquierda (oeste) del cañadónGrande, entre las estancias La Esther y La Marina,se desarrolla un nivel de depósitos fluvialesaterrazados correspondientes a ese curso de agua,que se estima sincrónico con la terraza IV del ríoSanta Cruz. Es una delgada franja de varios cente-nares de metros de ancho, adosada en parte, me-diante sendos desniveles, a depósitos que hoy for-man las terrazas II y III del río principal.

Se pudo hacer un mejor análisis de estos depósi-tos en el sector situado al norte de la estancia LaMarina, donde son gravas medianas a gruesas conmatriz arenosa mediana y, en sus dos metros supe-riores, con cementación y pátinas de carbonato te-rroso blanco. Los fenoclastos tienen hasta 20 cm enlos mayores tamaños, son comunes los de 10 a 12cm y el tamaño medio es de 4 a 6 centímetros; sonsubangulosos a subredondeados, de formas proladasa equidimensionales, predominan los fragmentos derocas volcánicas ácidas porfíricas, las piroclastitassilicificadas y el cuarzo de veta. Se encuentran al-gunas andesitas y muchos fragmentos de basaltosvesiculares (que llegan raramente a los 30 cm), asícomo esquistos y otras metamorfitas inyectadas, yalgunas areniscas líticas grises, oscuras.

Corresponden al nivel T3 de Schellmann (1998)y al Nivel T2 de Panza (2002), mientras que en elmorro Beagle constituyen el Nivel III de Panza(2002) y el Nivel II de Panza e Irigoyen (1995); enesa localidad consisten en gravas y conglomeradosarenosos y arenas con lentes conglomerádicas decoloración castaño oscura, friables. Las gravas sonpoligénicas y el tamaño de los rodados en general noexcede los 10 centímetros.

La presencia de grandes bloques de basaltosvesiculares, sin duda fragmentos de las lavas delBasalto Laguna Barrosa, corrobora la edad pleisto-cena (probablemente inferior) de los depósitos delNivel IV.

b. Depósitos del Nivel V (12)

Se desarrollan a partir de la estancia La Marinahacia el este, conformando una delgada franja deafloramientos alargados sobre todo en la margennorte (izquierda) del río. El asomo mayor está entrela estancia La Marina y la chacra Los Plateados,donde los depósitos están disectados por el zanjónBlanco y el cañadón Cartucho, con alturas entre 75y 85 m sobre el nivel del mar. Otro asomo está en elárea de la estancia Enriqueta, con cotas similares,mientras que el más importante de la margen dere-cha se halla inmediatamente al sur de ComandanteLuis Piedra Buena; se encuentra a unos 60 - 70 m yestá atravesado por la ruta nacional 3. En la estan-cia La Marina están separados del Nivel IV por unescalón de unos 10 m, mientras que en la ruta 3 eldesnivel es de 4 m respecto del Nivel VI inferior yuna abrupta subida labrada en la Formación MonteLeón los separa del Nivel III del Plioceno superior.Corresponderían en parte a lo que Feruglio (1950)denominó Terraza IV o de Comandante Piedra Bue-na, que para Panza e Irigoyen (1995) sería el NivelII y, para Panza (2002), parte de su Nivel III.

El mayor espesor medido es de 4 a 5 m al este dela chacra Los Plateados, donde las gravas fluvialescubren en discordancia a sedimentitas de la Forma-ción Monte León. Son gravas mayormente gruesas,clasto a matriz soporte, dispuestas como lentes de 20a 40 cm de espesor que alternan con pequeñas lentescentimétricas de areniscas gruesas. Las gravas estánpoco seleccionadas y en casos se observa imbrica-ción de los fenoclastos. Éstos tienen tamaños máxi-mos de 12 a 16 cm, siendo muy raros los de hasta 25cm, con una moda en los 3 a 6 cm, y están inmersosen una matriz de arena gruesa a sabulita de color griscastaño. Los fragmentos son subangulosos a subre-


dondeados (redondeados los de mayor tamaño, queson a su vez equidimensionales), de forma prolada yoblada en su mayoría, y predominan netamente los derocas volcánicas y piroclásticas ácidas muy silicifica-das, algunas muy porfíricas.

Características muy similares tienen las gravasfrente a la estancia La Marina, donde por medio deun escalón de más de 10 m se elevan por sobre laplanicie aluvial actual del río Santa Cruz.

También en este sector, en la margen izquierdadel cañadón Grande, entre las estancias La Esther yLa Marina, se advierte un nivel fluvial aterrazado quese levanta unos 4 m sobre la actual planicie aluvial deese cañadón, que sería equivalente al Nivel V del ríoSanta Cruz que aquí se describe. Se adosa, con unescalón de pocos metros, a otro nivel aterrazado delcañadón Grande asignado al Nivel IV.

En el camino de acceso a la estancia Enriquetatambién se visualizan unos 3 m de gravas fluvialesde este Nivel V sobre arcilitas de la FormaciónMonte León (Fig. 33). Son gravas finas a medianashacia abajo, hasta gruesas (10 a 12 cm), que se dis-ponen como lentes de gravas más gruesas (rodados

de 5 a 6 cm) con escasa matriz arenosa, que alter-nan con otras de gravas finas (clastos de 1 a 3 cm)con matriz arenosa gruesa lítica castaña, con ce-mento calcáreo. Se observan casos de imbricaciónde fenoclastos, y en algunas delgadas lentes areno-sas se observan ocasionales artesas.

Los rodados tienen las mismas formas y gradode redondeamiento que en los asomos antes descri-tos, y son dominantes en ellos los fragmentos de ro-cas volcánicas (andesitas, riolitas y basaltos afíri-cos, estos últimos sobre todo en los tamaños meno-res. Hay escasos ejemplos de metamorfitas y degranitoides ácidos.

Por su parte, en los afloramientos de la margensur del río no se encontró ningún corte visible, reco-nociéndose gravas en general más finas (tamañomáximo 7 a 8 cm, tamaño medio 3 cm) con escasamatriz arenosa.

c. Depósitos del Nivel VI (13)

El siguiente nivel de depósitos fluviales aterrazadosdel río Santa Cruz se desarrolla también en el tramo

Figura 33. Gravas finas a medianas de la terraza fluvial V del sistema del río Santa Cruz en el acceso a la estan-cia Enriqueta, donde cubren en discordancia a arcilitas de la Formación Monte León.


inferior del río, desde el Rincón Chico hasta la des-embocadura en la ría, en ambas márgenes del vallepero especialmente en la izquierda (norte). Allí afloraen el área de los cañadones Cartucho y Chikorik Aike,y sobre todo al este de la estancia Alun-Co (ex LasMercedes), desde donde forma una ancha planiciehasta las cercanías de Comandante Luis Piedra Bue-na, con cotas entre 60 y 70 metros. Se apoya en dis-cordancia sobre la Formación Monte León y está se-parado de los niveles V superior y VII inferior porescalones de unos 6 a 7 m de resalto.

Por su parte, en la margen derecha aparece enel sector de la tapera Los Guindos, con cotas de 65a 70 m y elevándose directamente sobre la planiciealuvial actual, e inmediatamente al sur de la isla Pa-vón, donde, con un espesor de unos 6 m y alturas de50 a 55 m sobre el nivel del mar, también están de-positados sobre las sedimentitas de la FormaciónMonte León.

Corresponde a la Terraza de Los Guindos o Te-rraza IV de Comandante Piedra Buena de Feruglio(1950), al Nivel III de Panza e Irigoyen (1995) en laHoja Puerto San Julián y de Panza et al. (2005) enla Hoja Laguna Grande, a la terraza T4 deSchellmann (1998) y al Nivel IV de Panza (2002).

En los afloramientos situados inmediatamente alsur de la Isla Pavón se localiza una cantera en laque se explotan los materiales del Nivel VI para suuso en construcciones viales. El corte tiene un espe-sor visible de unos 3 m, con un espesor total de launidad de 5 a 6 m, de gravas gruesas de esqueletoabierto, poco o nada seleccionadas, que hacia la partesuperior se hacen algo más finas. Se trata de unasucesión de lentes de 10 a 30 cm de espesor de are-nas gruesas líticas, castañas, que alternan con otrasde conglomerados finos de color castaño oscuro. Eneste conjunto de lentes se observan artesas pococonservadas. En algunos niveles se destacan feno-clastos pequeños alineados y en casos imbricados,en una matriz de arena mediana a gruesa.

Los fenoclastos mayores alcanzan los 10 a 15cm, más raramente 30 cm, mientras que la media delos rodados es de 3 a 4 centímetros. Son subangulo-sos a subredondeados, de formas mayormenteproladas. Predominan los fragmentos de rocas vol-cánicas, y en especial las ácidas porfíricas, de dis-tintos tonos, con respecto a los de andesitas y basal-tos. Se encontró algún raro trozo de madera silicifi-cada.

Por encima de las gravas se aprecia una capade suelo y material eólico con clastos dispersos, de40 a 50 cm de espesor.

Edad

El conjunto de depósitos fluviales aterrazados delrío Santa Cruz correspondiente a los aquí denomina-dos niveles IV, V y VI se asigna en forma complexivaal Pleistoceno, siguiendo a Panza (2002). Cabe aquímencionar que, para la terraza IV (T3 en su traba-jo), Schellmann (1998) estimó que se habría deposi-tado hace unos 2,00 Ma, mientras que para la terra-za V (T4 del mismo autor) consideró una edad de1,2 Ma, es decir, ambos niveles se habrían formadoen el Pleistoceno inferior. Por su parte, para su te-rraza T5 (aquí Nivel VI) consignó una edad del Pleis-toceno medio (500 Ka). Por su parte, Panza eIrigoyen (2005) también ubicaron a sus niveles II yIII en el Pleistoceno (¿superior?).

Depósitos fluviales aterrazados del siste-ma del río Coig (Coyle) (niveles IV y VI)(14 y 15)Gravas gruesas a medianas, hasta finas, con matrizarenosa mediana a gruesa; algunas arenas medianas

El río Coig forma parte de una amplia cuencahidrográfica que se desarrolla en el extremo australde la provincia de Santa Cruz. Desagua en el océa-no Atlántico a través de una extensa pero angostaría, de más de 25 km de longitud, cuyo extremo másdistal se encuentra en el borde sur de la Hoja 5169-I, Puerto Coig. En el sistema hidrográfico del río Coigy de sus principales afluentes (el brazo sur del Coig,el río Pelque y los cañadones Corpie Aike y Magán,todos situados fuera de la Hoja) se generó un com-plejo sistema de terrazas fluviales de muy variableextensión areal. No hay estudios sobre estas terra-zas, sino tan sólo observaciones muy incompletas enlas obras de Feruglio (1950) y Scalabrini Ortiz et al.(1985), y una breve síntesis en Panza (2002).

Del análisis de imágenes satelitales LANDSAT yfotografías aéreas, Panza (2002) pudo determinar,para el río Coig y sus tributarios, un conjunto de 5niveles de terrazas fluviales, que se desarrollan fun-damentalmente en los sectores medio e inferior delvalle, hasta su desembocadura en la ría mencionada.Sin embargo, investigaciones posteriores realizadas porlos autores de este informe en el tramo inferior del ríoCoyle han permitido establecer la existencia de por lomenos 7 niveles de depósitos fluviales aterrazados enel sistema de dicho río. Sobre la base de esos estu-dios, solamente se han podido reconocer en la Hojaafloramientos correspondientes a los niveles IV y VIde depósitos fluviales antiguos del río Coig.


El Nivel IV tiene una amplia distribución regio-nal y está vinculado con el curso inferior del ríocomo una larga faja en ambas márgenes. Sin em-bargo, sólo la terraza ubicada en la margen derecha(sur) del río alcanza la costa atlántica, en la puntaSur, muy cerca del ex poblado de Puerto Coig. Elúnico y reducido afloramiento de la Hoja correspon-de al extremo más distal de la terraza, justamente enel área de la punta Sur, donde tiene alturas cercanasa los 50 m sobre el nivel del mar.

El depósito está compuesto por gravas gruesas amedianas, grises y castaño rojizas, mal selecciona-das, de hasta 5 m de espesor en esta región (hasta 15a 18 m poco al sur de la Hoja), que cubren a las sedi-mentitas y piroclastitas continentales correspondien-tes a la Formación Santa Cruz. Predominan las lentesde gravas medianas a gruesas, de esqueleto abierto(50% de rodados) en las que en ocasiones se remarcanalgunas artesas. De manera subordinada se obser-van lentes de areniscas medianas líticas, castañas ymuy friables, que tienen espesores de hasta 30 cm ylongitudes de 1 a 4 metros, en las que hay pequeñosrodados dispersos. Están formadas por guijarros y al-gunas guijas con abundante matriz arenosa medianaa gruesa y regular cantidad de cemento calcáreo. Lostamaños máximos están entre 10 y 15 cm, siendo co-munes los rodados de 4 a 6 cm y también otro grupode 1 a 2 centímetros; en general subredondeados, sonde formas proladas y obladas, con escasos individuosequidimensionales; en su gran mayoría son devulcanitas y piroclastitas ácidas porfíricas (sobre todoen los tamaños mayores), y también son abundanteslos de basaltos, tanto frescos como alterados, en losrodados chicos (0,5 a 2 cm). Se hallaron también gra-nitoides blanquecinos y rosados, frescos (biotíticos) oalterados, así como metamorfitas esquistosas y coninyección silícea.

En la parte cuspidal de los depósitos se encuen-tra un nivel de hasta 2 m, con gran cantidad de ce-mento carbonático terroso blanquecino englobandoa los rodados, que es muy característico y visibledesde lejos.

La terraza fluvial VI, por su parte, se sitúa a unnivel topográfico más bajo en la margen izquierdadel río, donde compone una planicie alargada al oes-te de puerto Coig, con cotas que van desde unos 30m en el suroeste hasta los 15 m sobre el nivel actualde la ría en su extremo oriental.

Se dispone también cubriendo a tobas de la For-mación Santa Cruz, y se trata de unos 3 a 4 m deconglomerados y gravas finas a medianas, de colorgeneral gris castaño y de esqueleto abierto (matriz

soporte) con matriz tamaño arena mediana. En losmuy escasos cortes disponibles es muy corrienteobservar también alguna lente de arenas friables, decolor gris castaño oscuro, dispuesta entre las lentesde gravas. Son psefitas por lo general mal seleccio-nadas, con rodados subangulosos a subredondeadosy de formas mayormente proladas y obladas. Sonescasos los fenoclastos de tamaños de hasta 10 cm;los más comunes son de 5 a 6 cm, con otra modatambién en los tamaños que van entre 1 y 2 centí-metros. Predominan netamente los fragmentos derocas volcánicas y piroclásticas, en su mayoría decomposición ácida.

No se cuenta con elementos de juicio segurospara fechar cronológicamente a las terrazas fluvia-les del río Coig. En forma tentativa, y coincidiendocon las ideas de Panza (2002), se asignan los nivelesaquí denominados IV y VI en forma complexiva alPleistoceno (no descartándose que el más modernopudiera ser del Pleistoceno más alto).

Con dudas, se correlacionaron, respectivamen-te, con los niveles IV y VI del sistema del río SantaCruz, descriptos precedentemente y también adjudi-cados en forma amplia al Pleistoceno.

Depósitos fluviales aterrazados del tramoinferior del río Chico (niveles II y III) (16y 17)Gravas y conglomerados finos con matriz arenosa;escasas arenas

Los depósitos del segundo nivel del río Chico(T3 para Wenzens, 2000) están separados del ante-rior por una escarpa de erosión que es manifiesta enla comarca situada al norte, pero que en la Hoja estáreemplazada por el pequeño valle del cañadón San-ta Rosa. Se encuentran a una cota de 40 m en elborde de la Hoja, para descender a unos 30 a 32 men el sector costero (Fig. 10). Se elevan entre 7 y 10m sobre los depósitos del tercer nivel o terraza III yse presentan también en la margen norte de la ría deSanta Cruz, donde forman una planicie relativamen-te llana, tapizada por algunos bajos sin salida, en elsector de las estancias Miramar y 13 de Mayo.

Los depósitos que constituyen el Nivel II, deacuerdo con los datos de Panza e Irigoyen (1995),que se han corroborado en la comarca, consisten enconglomerados y gravas arenosas y más escasasarenas, por lo general friables. Las psefitas sonpoligénicas y el tamaño de los rodados en general noexcede los 10 centímetros. La potencia máxima deestos niveles es de hasta cuatro metros.


Por su parte, los depósitos del tercer nivel, losque componen la terraza III (T4 para Wenzens,2000), tienen dentro de la Hoja un desarrollo limita-do en la margen norte o izquierda de la ría, inmedia-tamente al oeste de la estancia 13 de Mayo. Esteafloramiento es el extremo austral de una franja quese inicia en la Hoja Puerto San Julián ubicada al nor-te, en la orilla izquierda del río Chico.

Cabe aquí considerar que en la mencionada Hoja,Panza e Irigoyen (1995) no diferenciaron a este ni-vel, estimando que formaba parte de los afloramien-tos asignados allí al Nivel II de depósitos fluvialesaterrazados. El mapeo regional de todo el sectorestableció la conveniencia de realizar la separación,teniendo en cuenta el marcado escalón topográfico(de hasta 10 m) que separa a ambos niveles. Se si-túan a unos 16 a 20 m sobre el nivel de la ría deSanta Cruz, y unos 2 a 4 m por encima del segundonivel de depósitos marinos aterrazados y cordoneslitorales antiguos, que está adosado a los depósitosfluviales que conforman un paleoacantilado.

Se trata de gravas finas caladas, de esqueletocerrado, con matriz arenosa, integradas por rodadossubangulosos a subredondeados, los de mayor ta-maño de formas proladas o discoidales, y los meno-res, prolados u oblados. En promedio los tamañosvan de 2 a 3 cm, con máximos de 6 a 8 cm y, rara-mente, de hasta 10 centímetros. El espesor de losdepósitos no supera los 4 a 5 metros.

Edad

Los depósitos de los niveles II y III del tramoinferior del río Chico para el área situada al norte dela comarca (Hoja Laguna Grande) fueron ubicadospor Wenzens (2000) en el Pleistoceno inferior, conuna antigüedad calculada en 2,00 y 1,2 Ma respecti-vamente. En el mismo sector, Panza (2002) y Panzaet al. (2005) estimaron que eran más antiguos, pro-bablemente del Plioceno superior, por ser anterioresal evento de captura del tramo superior del río Chicoocurrido al sur de Gobernador Gregores, que habríatenido lugar entre el Plioceno superior más alto y elPleistoceno inferior bajo, según los citados autores.

Del estudio regional llevado a cabo durante elmapeo de las Hojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz,surge que los depósitos que aquí se describen, y quepreviamente fueron considerados como sólo perte-necientes al Nivel II de terrazas del río Chico (Pan-za e Irigoyen, 1995) no serían exactamente sincró-nicos con los aflorantes al noroeste, en el valle delos ríos Shehuen y Chico (tramo superior).

Por dicho motivo, en esta contribución se los asig-na al Pleistoceno s. s., siguiendo a Schellmann (1998),Wenzens (2000) y Panza e Irigoyen (1995), no des-cartándose la idea de una edad pleistocena inferior.

Se correlacionan, tentativamente por sus carac-terísticas, composición y altura topográfica, con losniveles de terrazas IV y V del río Santa Cruz, tam-bién asignadas al Pleistoceno, quizás inferior a medio.

Depósitos marinos aterrazados y de cordo-nes litorales antiguos (Nivel I) (18)Gravas sueltas con matriz arenosa gruesa

Antecedentes

Depósitos de origen marino fósiles, bajo la for-ma de un conjunto de cordones psefíticos, quegeomorfológicamente corresponden a antiguas líneasde playa elevadas en la actualidad, se encuentran envarios sectores a todo lo largo de la costa atlánticaen las Hojas 5169-I Puerto Coig y 5169-II PuertoSanta Cruz.

Se reconocen cordones litorales y depósitos deterrazas marinas antiguas de dos edades distintas:un sistema interno más antiguo (Nivel I), situado amayor altura topográfica, y un segundo conjunto decordones externos, que por su altura con respecto ala playa actual, han sido subdivididos en dos grupos(niveles II y III). Los cordones más modernos, ubi-cados a una cota más baja, al igual que los más vie-jos, constituyen un relieve suavemente ondulado quepuede considerarse como una terraza de acreciónmarina, tal como ya lo señalara Feruglio (1949 -1950).

Distribución areal y litología

Los cordones internos del Nivel I se desarrollansolamente en el sector costanero situado al este dePuerto Santa Cruz, en el área de la punta Norte encampos de las estancias 13 de Mayo y Miramar. Allíestán adosados a los depósitos fluviales aterrazadosdel río Chico (Nivel II) y cubren a las sedimentitasmarinas de la Formación Monte León, que en estelugar forman la restinga o plataforma de abrasiónmarina. Su altura sobre el nivel del mar actual varíaentre los 20 y 30 metros.

Se trata de una superficie casi llana, muy cu-bierta por vegetación arbustiva pero en la que seobservan (sobre todo en las fotografías aéreas) va-rios cordones litorales. Si bien el depósito es psefíti-co mediano a grueso, la parte superior está ocupada


por un suelo castaño arenoso fino a limoso, con ele-vado porcentaje de rodados (hasta un 50 %), pro-ducto de la erosión y edafización de los materialesoriginales de la terraza, los cuales en parte presen-tan cementación por carbonato de calcio terroso.

Estos depósitos tienen un espesor de hasta 6 me-tros, y su color es gris castaño, en partes con delga-das camadas grisáceo amarillentas. Son gravas suel-tas con moderada a baja participación de matriz are-nosa gruesa, unas pocas veces algo cementadas pormaterial calcáreo, que también forma una pátina enlos clastos. Mal seleccionadas, están compuestas porfenoclastos subredondeados a redondeados, proladosy discoidales, con tamaños máximos de hasta 8 a 10centímetros (si bien el tamaño más frecuente oscilaentre 2 y 3 cm). Predominan netamente los frag-mentos de rocas volcánicas y piroclásticas ácidasporfíricas o afaníticas, y en menor medida de an-desitas y basaltos. No es demasiado abundante elmaterial conchil intersticial, casi siempre como frag-mentos de pelecípodos o gastrópodos.

Correlaciones y edad

Los depósitos de los cordones internos se corre-lacionan sin dudas con el Sistema V (Terraza dePuerto Mazarredo) de Feruglio (1949 - 1950), situa-do entre los 15 y 30 m sobre el nivel del mar. Tam-bién lo hacen, a su vez, con el Nivel II o Terraza deAcumulación Marina II de Codignotto et al. (1988),con una altura de 25 a 60 m para el área al norte dePuerto Deseado.

Son también equivalentes a los Depósitos de te-rrazas marinas y cordones litorales antiguos (NivelII) descriptos por Panza e Irigoyen (1995) en la co-marca de Puerto San Julián, en la costa inmediata-mente al norte del área en estudio. Allí constituyenla extensa planicie de gravas y arenas desarrolladaal este del Salitral del Cabo Curioso, depósito quefue detallado por primera vez por Ameghino (1900 -1902) y distinguido por Feruglio (1949 - 1950) comoTerraza marina de la salina del Cabo Curioso. Estasacumulaciones forman también la planicie sobre laque se edifica el pueblo de Puerto San Julián, dondefueron reconocidas por Feruglio (1949 - 1950) comoTerraza superior de San Julián, y también formanuna extensa franja al este de la bahía de San Julián.

Corresponderían a la isocrona del orden de los30.000 años AP determinada por Codignotto (1983)sobre la base de dataciones por el método 14C sobreconchillas marinas; tendrían aproximadamente 25.000a 40.000 años para Codignotto et al.(1988).

2.1.4.2. Pleistoceno - Holoceno

Depósitos fluviales aterrazados del ríoSanta Cruz (niveles VII y VIII) (19 y 20)Gravas gruesas a muy gruesas, con matriz sabulitao arenosa gruesa; arenas medianas a gruesas subor-dinadas

Otros dos niveles de depósitos fluviales, que die-ron lugar a las correspondientes terrazas fluviales,los niveles VII y VIII, se han desarrollado en el va-lle del río Santa Cruz con posterioridad a la forma-ción de los niveles anteriormente reseñados en elPlioceno superior y en el Pleistoceno.

Morfológicamente no difieren por lo general delos anteriores, y una pequeña escarpa separa a losniveles entre sí y/o de los situados más arribatopográficamente. Las únicas descripciones que setienen de los mismos se encuentran en Panza (2002),quien en su mayor parte los ubicó en su Nivel 5 sinmayor discriminación, ya que estimó que algunos delos escalones o subniveles no tenían mayor continui-dad física ni una buena expresión topográfica.Schellmann et al. (2000) mencionaron, en un cua-dro, cuatro niveles de terrazas (T6 a T9) dentro delo que Panza (2002) consideró Nivel V.

Se asignan temporalmente al Holoceno, ya queno se tienen elementos de juicio para precisar mejorla edad. No se descarta que el Nivel VII, al menosen parte, pudiera corresponder al Pleistoceno másalto.

a Depósitos del Nivel VII (19)

Estos depósitos se han formado en el valle infe-rior del río Santa Cruz, desde el Rincón Chico por eloeste hasta la localidad de Comandante Luis PiedraBuena, ya en la Hoja Puerto San Julián (donde Pan-za e Irigoyen, 1995, los reconocieron como NivelIV). Los afloramientos más importantes y continuosse hallan en la margen norte (derecha), mientras queen la margen izquierda se los localiza desde la des-embocadura del cañadón de Las Matas hasta lascercanías del puente viejo, poco al sudoeste de laisla Pavón.

Se trata de una franja delgada de depósitos, deno más de 1000 m de ancho, paralela al actual cursodel río y con alturas que varían entre máximos cer-canos a los 50 m y mínimos superiores a los 30 me-tros, con una suave pendiente regional al este. Elespesor de los depósitos, en los pocos casos en quepudo ser observado, es de unos seis metros. En cer-


canías de la estancia Chikorik Aike se apoyan sobrepelitas de la Formación Monte León.

Los sedimentos son gravas gruesas con matrizsabulita o arena muy gruesa, grises, oscuras, de es-queleto bastante abierto. Ocasionalmente se ven ni-veles lenticulares, de variadas dimensiones, de are-nas gruesas con rodados dispersos. Por sectores,como por ejemplo en los asomos situados al sur dela estancia La Suerte, en una cantera activa en laque se extraen gravas y arenas, se advierten nume-rosos niveles de arenas gruesas a medianas, grises,oscuras, con estructuras en artesa, que alternan conotras lentes de gravas finas (8 a 10 cm).

En la mayor parte de los afloramientos los roda-dos son redondeados a subredondeados, raramentesubangulosos, y en ellos predominan las formasproladas a equidimensionales, con minoría de ele-mentos discoidales. Los tamaños máximos varíanentre los 15 a 20 cm, siendo el tamaño medio de 2 a5 centímetros.

Entre los rodados, sobre todo en los más gran-des, prevalecen netamente los de rocas volcánicas,entre los que son mayoría los de riolitas porfíricas oafíricas, grises a castaño rojizas, de andesitas porfí-ricas grises y verdosas a rojizas, y de basaltos (aveces porfíricos pero la mayoría afíricos). La com-posición basáltica es por lo general frecuente en losrodados de menor tamaño. En menor proporción, seobservan fragmentos de metamorfitas con variablegrado de inyección cuarzosa, tales como gneises yesquistos cuarzosos de color negro verdoso a casta-ño oscuro, y son muy escasos los clastos de arenis-cas líticas de tonalidad castaña.

b. Depósitos del Nivel VIII (20)

El nivel más moderno de depósitos fluvialesaterrazados del río Santa Cruz se eleva unos 3 a 5metros (a veces hasta ocho) directamente por enci-ma de la planicie aluvial actual (Fig. 29), de la queestá separado por una pequeña escarpa. En su ma-yor parte, corresponde al Nivel V de Panza e Irigoyen(1995) y Panza (2002) y al VI de Feruglio (1950).

Se desarrollan en numerosas localidades enambas márgenes del río, destacándose, de oeste aeste, los afloramientos de la estancia La Barrancosa,del Rincón Grande, de la estancia San Ramón (no-tables porque en ellos, mediante riego, hay impor-tantes cultivos de pasturas), del Rincón Chico en lachacra Los Plateados y del sector del destacamentoSan Ignacio (Enriqueta) del Ejército Argentino. Asi-mismo, las ciudades de Puerto Santa Cruz y de Co-

mandante Luis Piedra Buena están asentadas sobrelos depósitos de esta terraza. En algunos de los aso-mos más orientales están dispuestos en discordan-cia erosiva sobre las sedimentitas marinas de la For-mación Monte León.

Donde se ha podido medir, el espesor es de 3 a 5metros. Es un depósito inconsolidado, mal seleccio-nado, integrado por material tamaño grava gruesa amuy gruesa, grisáceo castaño, de esqueleto abierto,hasta matriz sostén, con abundante matriz de tama-ño arena gruesa hasta fina y limo.

Composicionalmente está constituido por clas-tos subredondeados a redondeados, de formas muyvariadas. Predominan los prolados y los equidi-mensionales (estos últimos sobre todo en los feno-clastos mayores, que al mismo tiempo son los másredondeados), y hay escasos fragmentos discoidales).Son de tamaño promedio de 7 a 8 cm (con tamañomáximo de 20 a 25-30 cm y otra moda en 1 a 3 cm).Preponderan netamente los rodados de rocas volcá-nicas ácidas (riolitas porfíricas, casi siempre silicifi-cadas), ignimbritas riolíticas, vulcanitas mesosilíci-cas, en su mayoría porfíricas, cuarzo de veta y bre-chas riolíticas. Hay también muchos basaltos, afíri-cos en los rodados menores y vesiculares sobre todoen los fenoclastos de mayor tamaño, lo que confir-ma su reducido transporte y por lo tanto su prove-niencia de los basaltos del Plioceno superior a Pleis-toceno inferior. En menor proporción se encuentrantambién muchas metamorfitas con inyección cuar-zosa (esquistos y gneises) y granitoides alterados.Escasas, se hallan pelitas negras discoidales, arenis-cas y trozos de madera petrificada.

En varios de los cauces de los arroyos que des-cienden hacia el océano Atlántico en el área delParque Nacional Monte León y alrededores, se hanreconocido depósitos fluviales sobreelevados unospocos metros por sobre las planicies aluviales ac-tuales, que forman pequeñas terrazas. Estas son tes-timonio de ascensos del continente en tiempos muyrecientes. Por su reducida expresión areal, no hanpodido ser mapeados por razones de escala.

Uno de los lugares donde mejor se observan es enel paraje conocido como Restinga Norte (Fig. 13), don-de, por encima de la Formación Monte León, hay unos8 a 9 m de arenas líticas gruesas, de color gris castañohasta casi negro, asociadas con lentes de conglomera-dos medianos a gruesos matriz soporte, de 5 a 20 cmde espesor y 2 a 3 m de longitud. En muchos nivelesarenosos son muy evidentes las artesas, por lo generalen estratos agrupados. En la base se halla un banco degravas gruesas de hasta 2 m de potencia.


Depósitos de antiguas playas y cordoneslitorales lacustres (21)Arenas finas, limos y arcillas; cordones de gravasfinas con matriz arenosa mediana

Estos depósitos se han desarrollado en el bordeoriental de numerosas lagunas de la comarca, entrelas que se destacan la laguna del bajo del Falso (Fig.28), la de la Sección Smith, y las lagunas Cifré, TresLagunas, Grande, Taliva, La Araceli y El Tordillo,así como otros pequeños cuerpos de aguainnominados. Se trata de arenas muy finas, limos ylimos arcillosos, de color castaño claro y gris casta-ño, que son restos de antiguas playas de dichos cuer-pos de agua correspondientes a momentos en queéstos cubrían una superficie mucho mayor que laactual.

Asimismo, se observan en estos bajos varios sis-temas de cordones litorales de gravas. Así, se reco-nocen hasta diez en la laguna del bajo del Falso, seisen la de la Sección Smith, cinco (de gran longitud,algunos de hasta 10 km de largo) en la laguna Gran-de, tres en las lagunas Cifré y Tres Lagunas, y uno odos cordones en los demás ejemplos mencionados.En el primer caso son fundamentalmente de rumbosN-S y NO-SE, mientras que en la mayoría de loscasos son básicamente de rumbo N-S, con ligerasinflexiones. Son acumulaciones mayormente pse-

fíticas (rodados finos) con abundante matriz areno-sa mediana a fina y pelítica, pobremente consolida-das.

Se ubican temporalmente en el Pleistoceno su-perior y en el Holoceno.

2.1.4.3. Holoceno

Depósitos marinos aterrazados y de cordo-nes litorales antiguos (niveles II y III) (22y 23)Gravas sueltas con escasa matriz arenosa; limosarenosos y arcillas subordinados

Antecedentes

Los depósitos de los cordones litorales psefíticosmás modernos, se han subdividido en dos niveles dis-tintos, de acuerdo con su altura relativa con respec-to al nivel del mar actual. Están distribuidos en va-rios sectores de la costa atlántica de la comarca enestudio.

En algunos de los casos, como en los de la esco-tadura de la costa conocida como Rincón del Buque(Fig. 34), han sido ampliamente descriptos por Feru-glio (1949 - 1950), autor que a su vez hizo una muybreve reseña de las gravas situadas al nordeste dePuerto Santa Cruz y en la ría de Coig.

Figura 34. Vista panorámica hacia el suroeste de los cordones litorales marinos (Nivel II) en el Rincón del Buque.Al fondo, afloramientos de la Formación Santa Cruz formando la llamada Media Luna. En primer plano, limos

blanquecinos de la antigua albufera, hoy inactiva, y, por detrás, las gravas finas de uno de los cordones.


Distribución areal

La principal zona de afloramientos de los depó-sitos marinos (fundamentalmente cordones litorales)de los dos niveles más modernos (niveles II y III) seencuentra a ambos lados de la ría de Santa Cruz, endonde ésta se abre al océano Atlántico. Así, en lamargen izquierda (norte) se han generado dos terra-zas de acreción marina por superposición de anti-guas líneas de costa, en el sector de la punta Casca-jo (Shingle Point de Darwin, 1846 y autores anti-guos), las que se han reunido respectivamente enlos niveles II y III de cordones litorales antiguos.

El Nivel II se desarrolla también en el pequeñoterreno cuspidado de la punta Entrada, en la margensur de la ría (Fig. 35).

Un reducido afloramiento de cordones del mis-mo Nivel II se reconoce en el Parque Nacional MonteLeón, en cercanías de la Pingüinera Norte, mientrasque otro asomo se encuentra en el Rincón del Bu-que, lugar ya reconocido por Feruglio (1949 - 1950).

Finalmente, a ambos lados de la ría Coig se hanregistrado depósitos de cordones litorales antiguosde los dos niveles mencionados. Los correspondien-tes al Nivel II se ubican en el sector donde estabaasentado el ex poblado de Puerto Coig (Fig. 36), enla margen izquierda del estuario, y en otro pequeñoterritorio cuspidado en la punta Montes en la mar-gen derecha. Por su parte, el único asomo del nivelmás joven (III) está situado en el área de la puntaEstancia, también en la margen norte (izquierda) dela ría.

Litología

a. Cordones litorales y playas antiguas delNivel II

En el área de acreción marina situada en el sec-tor emplazado al norte de la punta Cascajo, en parti-cular en el área de la llamada baliza Alta, la unidadestá representada por un conjunto de cordones lito-rales de gravas de orientación general NO-SE,subparalelos, con una cubierta de vegetación arbus-tiva rala y herbácea, separados entre sí por zonasbajas elongadas bastante amplias, cubiertas por ma-teriales arcillosos grises con abundante vegetaciónde tipo halófito.

Las antiguas líneas de playa se encuentran ado-sadas a un paleoacantilado de poca altura, labradomayormente en los depósitos fluviales aterrazadosdel Nivel II del río Chico y en menor medida, al este,

en los depósitos de playas marinas, más antiguos,los correspondientes al Nivel I.

Los cordones litorales se hallan casi siempre auna cota de entre 10 y 15 m s.n.m. (raramente entrelos 5 y 10 m), y se levantan escasamente un par demetros sobre las partes deprimidas ocupadas pormarismas. Están formados por gravas caladas me-dianas a gruesas, de esqueleto abierto, con escasacementación y por lo general con poca matriz are-nosa fina a limosa. En parte están tapados pormédanos, cubiertos por algunos arbustos, que sobre-salen 1 a 3 m sobre las crestas de los cordones.

Son rodados redondeados a bien redondeados yde formas discoidales a proladas, con un tamañopromedio de 4 a 6 cm y valores máximos de más de15 centímetros. Predominan los trozos de rocas vol-cánicas y piroclásticas ácidas (y en forma subordi-nada, de basaltos), plutónicas granítico - grano-dioríticas, y metamórficas, con abundantes trozos dematerial conchil; los materiales arenosos de la ma-triz son mayormente líticos y cuarzosos.

En cuanto a los bajos intercalados entre las cres-tas de los cordones, son albuferas delgadas, con sufondo cubierto por fangos blanquecinos y grises demarismas y en ocasiones con concentración de ro-dados sueltos en las áreas más bajas. Las marismasson totalmente inactivas, comportándose en la ac-tualidad como lagunas casi siempre secas, y las con-diciones de los sedimentos condicionan el tipo devegetación presente, que es arbustiva y de ambientesalobre.

Los cordones litorales ubicados en la punta En-trada (Figs. 3 y 35) se encuentran a una altura simi-lar con respecto al nivel del mar, con una cota másalta de 15 m en la baliza Punta Entrada. Se adosantambién a un paleoacantilado, pero en este caso la-brado en las sedimentitas de la Formación MonteLeón. Las viejas líneas de costa están parcialmentecubiertas por dunas eólicas bajas con incipiente fija-ción por la vegetación, y las áreas bajas entre cor-dones son muy estrechas y están casi siempre cu-biertas por gravas sueltas y algo de fango. La cono-cida pingüinera de Punta Entrada se halla sobre loscordones, en los que las aves construyen sus nidosaprovechando las matas y arbustos.

Se trata de cordones formados por gravas grue-sas, con tamaños máximos de 10 a 15 cm (hastaalgunos bloques de rocas de la Formación MonteLeón de hasta 30 cm) y tamaño promedio de 2 a 3cm, de rodados subredondeados a redondeados deformas discoidales predominantes, y en menor me-dida, proladas. Dominan netamente los fragmentos


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de lavas y piroclastitas ácidas porfíricas de coloresvariados, algunas muy silicificadas; en segundo tér-mino hay fragmentos de basaltos y de metamorfitascon inyección, así como arcilitas, limolitas y arenis-cas muy finas fosilíferas «leonenses». En forma ais-lada hay aplitas rosadas y granitoides ácidos blan-quecinos. Hay abundante material conchil moderno,quizás llevado por las aves marinas.

Un delgado afloramiento, integrado por no másde 2 ó 3 cordones psefíticos adosados entre sí, seencuentra dentro del Parque Nacional Monte Leónpoco al sur de la llamada Cabeza del León en elsector de la Pingüinera Sur. Las gravas, muy breve-mente descriptas por Codignotto y Ercolano (2006),se hallan a una cota entre 6 y 8 m sobre el nivelmedio del mar, en discordancia sobre la FormaciónMonte León. Son gravas sueltas, por lo general fi-nas, con escasa matriz arenosa y de color de con-junto castaño grisáceo.

Ampliamente descriptos por Feruglio (1949 -1950), los cordones litorales del Nivel II aflorantesen el sector del Rincón del Buque (Fig. 34) se hallanentre 8 y 8,50 m s.n.m. (4 m sobre las pleamaresnormales). Se trata básicamente de dos cordonesde dirección general N-S, con un ancho de hasta 20m, separados entre sí por una planicie llana cubiertade limos blanquecinos, remanente de una antigua al-

bufera hoy inactiva. En algunos sectores se puedenreconocer los restos de un tercer cordón, muy ero-sionado.

Los cordones están compuestos por gravas fi-nas a manera de lentes, rodados aislados algo másgrandes y arenas sueltas, con escaso material limosointersticial y numerosos restos de conchillas mari-nas, correspondientes a moluscos de varias espe-cies que aún viven en el mar y están enumeradas enla obra de Feruglio (1949 - 1950).

La hoy desaparecida población de Puerto Coigse hallaba construida sobre terrenos constituidos porgravas y arenas marinas de un conjunto de cordo-nes también asignados al Nivel II, cuyas crestas seencuentran a una cota promedio de 10 m sobre elmar.

Si bien el rumbo principal de los cordones másviejos es aproximadamente ONO-ESE, los más jó-venes integran una larga espiga litoral de rumbo N-S (Fig. 36), pero que en su extremo distal se curva alsuroeste. Está formada por la superposición de va-rias crestas de playas de morfología suave, con muypoca cubierta vegetal. Tiene una longitud de unos2000 metros, un ancho máximo de 150 a 200 m y unmínimo de apenas 100 metros. Se trata de una espi-ga de gravas con arenas subordinadas, en la que losrodados son de tamaño variable pero en general sus

Figura 36. Ría Coig vista hacia el sur, desde donde estaba asentado el antiguo poblado de Puerto Coig, construi-do sobre una espiga litoral de rumbo N-S, que se aprecia parcialmente a la derecha de la foto. Se observa partede la planicie de mareas del estuario, así como la margen sur del mismo, que es un acantilado inactivo labrado

en la Formación Santa Cruz.


máximos pueden alcanzar los 15 centímetros. La lla-mada isla Crique, situada al suroeste, es una islabarrera aislada dispuesta poco más allá del extremosur de la espiga.

La altitud de las crestas de los cordones litoralesmás antiguos, ubicados cerca del paleoacantiladolabrado en depósitos fluviales aterrazados antiguosdel río Coig (Nivel IV), y la de los más jóvenes quecomponen la espiga, es bastante uniforme, situaciónque indicaría una formación en condiciones relativa-mente estables del nivel del mar.

El último sector de afloramientos asignado tam-bién a este nivel de antiguas crestas de playas seubica en la punta Montes, extremo oriental de lamargen sur de la ría Coig. Allí, unos pocos cordonesde gravas con alturas entre 5 y 10 m sobre el niveldel mar, integran una construcción de aspecto trian-gular en planta, adosada al paleoacantilado labradoen los materiales pelíticos y arenosos de la Forma-ción Santa Cruz. Los cordones tienen unos 10 m deancho y se levantan hasta dos metros sobre las ma-rismas intermedias, que tienen anchos de hasta 30m y se caracterizan por depósitos de fangos de co-lor gris claro y abundante vegetación de ambientesalobre. Son de arenas medianas a finas y están enbuena parte cubiertos por pequeños médanos bajos,en vías de fijación.

b. Cordones litorales y playas antiguas delNivel III

El sector más importante de afloramientos delas gravas marinas correspondientes a las crestasde playas ascendidas más modernas (o Nivel III) seencuentra en la margen norte de la ría de Santa Cruz,constituyendo la punta Cascajo y áreas vecinas. Alo largo de la orilla del mar se dispone un conjunto devarios cordones litorales (por lo general no más de 4ó 5), que se elevan de 2 a 5 m sobre el nivel del mary que, en parte, están cubiertos por dunas parcial-mente fijadas por vegetación herbácea o arbustiva.Se adosan a la terraza de acumulación marina co-rrespondiente al Nivel II.

Entre los niveles de cordones psefíticos se dis-ponen amplias superficies planas, cubiertas por li-mos y arcillas de tonalidad gris blanquecina, corres-pondientes a planicies de mareas; estas áreas bajassoportan una vegetación propia de suelos salinos ysólo en las pleamares son ocupadas por el mar.

En el sector de la baliza Ojos Anterior los cordo-nes de gravas apenas sobresalen hasta 1,50 m sobreel fondo de las albuferas, y tienen unos 10 m de an-

cho máximo. Por su parte, en la llamada baliza Bajalos cordones son escasos y algo más elevados sobrelas marismas, que aquí cubren superficies más ex-tensas. A partir de la baliza, las gravas no se definencomo cordones netos sino que forman una superfi-cie baja pero algo irregular, hasta confundirse conlos rodados de la playa actual.

Son gravas caladas constituidas por rodados de3 a 7 cm de tamaño máximo, con 2 a 3 cm de tama-ño medio; son casi siempre de forma discoidal, ysubredondeados a bien redondeados. Hacia el sec-tor de la baliza Baja son más gruesas (con diáme-tros máximos de 10 a 12 cm y medios de 4 a 6 cm).Dominan los de rocas volcánicas riolíticas y andesí-ticas porfíricas y los de ignimbritas ácidas. En me-nor medida hay clastos de basaltos y de metamorfi-tas con inyección silícea; los de granitoides y de se-dimentitas (pelitas negras y areniscas) son minorita-rios.

El otro conjunto de afloramientos de los cordo-nes litorales marinos del Nivel III se encuentra en laría Coig, también en la margen izquierda (norte), quees un área importante de acumulación marina. Allí,en el sector de la punta Estancia, poco al este delestablecimiento Coy Inlet (ahora estancia PuertoCoig), se observa una franja baja y ondulada dondese disponen varios cordones de gravas y arenas deorientación general OSO-ENE, formando incluso unalarga espiga en gancho y varias islas barrera, pe-queñas, con una amplia planicie de marea ubicadaentre éstas y los cordones más antiguos adosados alpaleoacantilado.

Se trata de un conjunto de cordones que se ele-van unos 6 m sobre el nivel medio del mar (2 a 4 msobre el nivel de pleamar), cuya superficie está casitotalmente desprovista de vegetación; son de un co-lor rojizo debido a los rodados que los componen, yes un depósito que pasa gradualmente a las gravasde la playa actual.

Son gravas caladas, con rodados bien redondea-dos y de formas casi siempre discoidales, en menormedida proladas; sin ningún tipo de cementación, seobserva una proporción de arena que se hace nota-blemente mayor luego de las pleamares. El tamañopromedio de los rodados es de 3 a 5 centímetros, siendobastante abundante el material de hasta 9 cm de diá-metro; los valores máximos superan los 10 centíme-tros. Hay un gran predominio de fragmentos de rocasvolcánicas y piroclásticas ácidas, con una menor par-ticipación de clastos basálticos, metamórficos y degranitoides, junto con numeroso material conchil, enparte enumerado por Feruglio (1949 - 1950).


Edad

Estas dos franjas de cordones litorales ascendi-dos se correlacionan sin dudas con el Nivel VI deterrazas (Terraza de Comodoro Rivadavia) de Feru-glio (1949-1950), cuya altura media está comprendi-da entre 6 y 12 metros, y cuya fauna de moluscos nodifiere en general de la del mar vecino. Por su parte,corresponden al Nivel III o Terraza de AcumulaciónMarina III de Codignotto et al. (1988).

De acuerdo con dataciones de 14C sobre conchillasrecogidas en diversos cordones litorales de situaciónsimilar en la costa patagónico - fueguina, Codignotto(1983) determinó la/s isocrona/s de 7000 AP al recien-te, con ascensos del orden de los 4 a 10 metros.

Serían equivalentes a los depósitos situados aigual altura sobre el nivel del mar en la ensenada deFerrer, al norte de la comarca, donde Constante(2001) señaló edades entre 4000 y 5000 años AP, ytambién a los cordones del sector de la puntaDungeness, en el extremo austral de la provincia deSanta Cruz, los que, según González Bonorino (2002),comenzaron a crecer unos 5000 a 7000 años AP,con cordones más jóvenes, de unos 900 años AP, enel sector chileno adyacente.

Depósitos que cubren niveles de pedimen-tos (24 y 25)Gravas con matriz arenosa y limosa; arenas subor-dinadas

De acuerdo con la nomenclatura de GonzálezDíaz y Malagnino (1984), los pedimentos de flancoque se diferencian en la región corresponden a lostipos denominados pedimentos de flanco en sentidoestricto (es decir, cuyo nivel de base local está re-presentado por un curso de agua principal), conver-gentes (con nivel de base constituido por una depre-sión sin salida) y litorales (cuando el nivel de basecontrolante es el del mar).

Todos los niveles de pedimentación tienen unacubierta detrítica de carácter psefítico - psamíticosuelta o escasamente consolidada y conforman aflo-ramientos esencialmente planos y de variable desa-rrollo areal.

Por sus características morfológicas, altimétricasy litológicas se han reconocido dos ciclos de pedi-mentos de flanco desarrollados durante el Cua-ternario. Uno superior o más antiguo (I) y otro infe-rior o más moderno (II). Presentan un típico diseñodigitado en planta que es claramente visible en lasfotografías aéreas e imágenes satelitales.

Los depósitos más antiguos (I) constituyen aflo-ramientos actualmente muy disectados por erosiónfluvial, que se localizan fundamentalmente en el sec-tor costero de las Hojas, desde la lobería de PicoQuebrado hasta la punta sur del Rincón del Buque,con mayor desarrollo en el área del Parque Nacio-nal Monte León (Fig. 2) y en el sector de la estanciaCañadón de Las Vacas, y también, como pequeñosremanentes, en el valle del arroyo Chikorik Aike alnorte del río Santa Cruz. Se presentan bajo la formade pampas casi siempre de reducidas dimensiones,cubiertas por vegetación arbustiva y herbácea.

Son acumulaciones de gravas poco consolida-das de hasta 3 m de espesor, de granulometría me-diana a gruesa, formadas en general por capas derodados subangulosos a subredondeados de hasta10 cm de diámetro máximo (promedio 1 a 5 cm).Están ligados por una matriz arenosa fina a limosa,de color castaño grisáceo claro a gris amarillento, yalgo de cemento ferruginoso o calcáreo terroso blan-quecino. Litológicamente dominan los fragmentos detobas ácidas silicificadas y de volcanitas de distintacomposición, con mucha menor participación de gra-nitoides y de metamorfitas.

Con respecto a los niveles más modernos (II),ocupan las posiciones topográficamente más bajasy se formaron en tres sectores principales: en losfaldeos de la meseta que se encuentra en la margensur del valle del río Santa Cruz, desde la estancia ElVapor hasta la Sección Munchi de la estancia SanBenito; en la margen norte del mismo valle, desde lachacra Los Plateados al este, hasta el bajo de laslagunas del Puesto y Verde y en el sector costero,desde el Parque Nacional Monte León hasta la ríaCoig, con gran desarrollo en el Rincón del Buque yen la bajada a la ría Coig, y como pequeños asomosen el escalón topográfico entre los niveles II y III deagradación pedemontana, entre las estancias DomiAike y Ototel Aike.

Los depósitos que constituyen la cubierta del ni-vel superior de pedimentos son de poco espesor, yaque por lo general no superan el metro. Están com-puestos por gran cantidad de rodados, por lo generalsubredondeados y de 1 a 7 centímetros, de variadanaturaleza (piroclastitas, volcanitas, plutonitas mu-cho más escasas), con material intersticial limoso -arenoso castaño grisáceo claro.

Temporalmente se ubica a todos los depósitosde cobertura de pedimentos en el Holoceno, sinpoder precisar la edad de cada uno de los nivelesante la falta de argumentos estratigráficosdefinitorios. No se descarta, sin embargo, una edad


pleistocena superior para algunos de los nivelesmás antiguos.

Depósitos de planicies aluviales (26) Arenas finas a gruesas, gravas, limos y arcillas

Sedimentos de planicie aluvial se observan enlos cauces de los principales cursos de agua efíme-ros, destacándose entre ellos los cañadones Grandey Chikurik Aike entre los afluentes del río Santa Cruz,Seco y de la Viuda entre los emisarios del río Coyle,Jack y de Ototel Aike entre los que desaguan al mar,y El Falso y de los Indios entre los que llegan a bajosendorreicos.

Sin embargo, donde están mejor representadosestos depósitos es a lo largo del río Santa Cruz. Estecurso de régimen permanente desarrolló una plani-cie aluvial de una anchura promedio de 2500 a 4000m en el sector occidental de la comarca, y de 1100 a2000 m en el este, entre el llamado Rincón Chico yla desembocadura en la ría, en cercanías de Coman-dante Luis Piedra Buena. Sobre la llanura aluvialsuelen quedar vestigios de antiguos cursos, bajo laforma de meandros abandonados (con su corres-pondiente relleno sedimentario) o lagunassemilunares.

Son depósitos de materiales sueltos generalmentearenosos, de grano fino a grueso y de colores claros(castaño amarillento a gris blanquecino). Más rara-mente hay delgadas camadas conglomerádicas in-tercaladas o bien numerosos guijarros sueltos en lasarenas. En los escasos cortes naturales del terreno,estos depósitos se disponen en delgados estratos len-ticulares, y en casos se advierten estructuras entre-cruzadas del tipo artesa en estratos agrupados enescala pequeña, así como ejemplos de imbricaciónde rodados. Asimismo, es posible individualizar en laplanicie aluvial del río principal barras de punta for-madas por gravas, con típica geometría semilunar,que se asocian a escasos meandros ya abandona-dos.

En algunos sectores de la planicie se encuentramaterial limo-arcilloso gris constituyendo una finacapa superficial, normalmente resquebrajada por de-secación.

El máximo espesor observado, sin base visible,alcanza los 3 a 5 metros, si bien en la mayor parte delos casos no supera el metro y medio. Sin embargo,en las perforaciones efectuadas en la planicie alu-vial del río Santa Cruz en el paraje La Barrancosa,los depósitos aluviales superan los 10 m de potencia.En este lugar, conocido como Rincón Chico, la pla-

nicie tiene unos 2000 m de ancho, y es donde seconstruirá la presa hidroeléctrica La Barrancosa.

Depósitos de conos aluviales (27)Arenas y gravas finas; limos y arcillas subordina-dos

Depósitos de conos aluviales, de color castañoclaro a gris, se localizan en pocos sectores de la co-marca. Los más importantes, por su desarrollo arealy vertical, están situados al norte de las estanciasPlus Ultra y Monte León, donde cubren parcialmen-te al tercer nivel de gravas fluviales aterrazadas delrío Santa Cruz.

Son acumulaciones sueltas de granulometríavariable, predominando los materiales de tamañoarena mediana a gruesa hasta grava fina, con sedi-mentos más finos (limos y arcillas) en cantidad su-bordinada. El espesor es siempre reducido, 1 a 3metros, y se trata de sedimentos compuestos pormateriales de distinta procedencia, pero entre los quepredominan netamente fragmentos angulosos hastaredondeados de piroclastitas y vulcanitas.

Sedimentos finos de bajos y lagunas (28)Limos y arcillas; evaporitas (cloruro de sodio)

Se encuentran en la zona gran cantidad de bajosy lagunas temporarias que constituyen los llamadosguadales o barreales. En estas depresiones se depo-sitan sedimentos muy finos (limos, limos arcillosos yarcillas) de color castaño claro a gris. Hacia lasmárgenes de las lagunas se halla una zona en la quehay abundantes rodados y bloques dispersos, los quea veces son llevados hacia la zona central por efec-to de los fuertes vientos. En la margen oriental demuchos bajos este material se mezcla con otro deorigen eólico aportado por los vientos dominantesdel oeste, llegando en casos a configurar cordonesde arena.

Material evaporítico, compuesto fundamental-mente por costras salinas delgadas, formadas porcontenidos variables de halita (cloruro de sodio o salcomún) con mínimas cantidades de residuo insolu-ble de génesis eólica, se localiza en el fondo de lasllamadas Tres Lagunas (Fig. 37), en el sector sur-occidental de la Hoja Puerto Coig. Estas costras amenudo son depósitos de sal casi pura que suelentener de 5 a 15 cm de espesor. Son explotadas enforma mecanizada y embolsadas en el mismo yaci-miento, para su posterior traslado y comercializa-ción en la ciudad de Río Gallegos.


Depósitos eólicos (29)Arenas medianas a finas, a veces gruesas

En la comarca en estudio, depósitos mayormen-te arenosos de origen netamente eólico se encuen-tran en varios sectores de la planicie aluvial del ríoSanta Cruz, como en inmediaciones de la estanciaLa Marina.

También se los reconoce en algunas partes delárea costera, como por ejemplo al este de la ría deSanta Cruz en inmediaciones de la estancia 13 deMayo, en la pingüinera de punta Entrada en la mar-gen sur de la ría, y en la punta Montes, orilla sur dela ría Coig. En el primer caso se tiene una franja dedepósitos eólicos paralela a la playa marina, de unos50 m de ancho, en la que se observan varios nivelesde dunas costeras semifijas por incipiente vegeta-ción arbustiva.

Asimismo, en algunas lagunas se depositan mon-tones de arena en las playas del borde oriental, losque avanzan hacia el este; este proceso es muy evi-dente en la laguna Blanca, en cercanías de la estan-cia La Negra.

En todos los casos se trata de arenas media-nas a finas (más raramente gruesas) por lo co-mún cuarzosas, con algo de material piroclástico.Las mismas se disponen formando pequeños yalargados médanos longitudinales (resultantes delos fuertes vientos procedentes casi exclusivamen-te del oeste), que pueden llegar a superar los 3 mde altura, o bien pequeños manchones de arena,parcialmente fijados por vegetación arbustiva oherbácea.

En las dunas de la zona costanera es muy abun-dante el material conchil, dispuesto generalmente enpequeños montones en los senos entre las dunas;estas conchillas son llevadas a los médanos por lospájaros marinos que se alimentan de las mismas.

Depósitos de cordones litorales marinos yplayas actuales (30) Gravas gruesas caladas; variable proporción dearenas medianas a gruesas

Una franja integrada por una sucesión de cor-dones litorales y playas de gravas y arenas se lo-

Figura 37. Vista de la salina Berrini en el bajo endorreico de las Tres Lagunas, labrado en gravas de agradaciónpedemontana y en las sedimentitas de la Formación Santa Cruz. Las gravas sobre las que se disponen las pilas

de sal corresponden a un antiguo cordón litoral lacustre.


caliza a lo largo de toda la costa. Como lo comúnes la presencia de uno a tres cordones, en casi to-dos los casos es una faja muy estrecha de no másde 50 a 100 m de ancho en la baja marea, pero quese hace algo más amplia en los pocos lugares don-de se adosan varios cordones psefíticos o donde seforman espigas. Son playas de muy fuertes pen-dientes, y en muchos casos desaparecen totalmen-te en las pleamares, momento en que las olas gol-pean contra los acantilados (Figs. 7, 9 y 10). Esjustamente por lo estrecho de los afloramientos quelos mismos sólo pueden ser incluidos en algunossectores del mapa de las Hojas, por razones deescala. Los del área del Parque Nacional MonteLeón se mapean en la figura 2.

Como los materiales marinos se acumulan so-bre una extensa plataforma de abrasión o bedrock,el espesor de los depósitos de arenas y gravas escomo máximo de hasta dos metros.

Los depósitos están constituidos por gravas grue-sas caladas, con una proporción de arena (mayor-mente gruesa) que se hace notablemente mayor luegode las pleamares, y que a su vez se concentra noto-riamente en las áreas de restinga. Son rodados bienredondeados, de formas proladas a discoidales do-minantes; su tamaño oscila en general entre 1 y 4cm, pero en casos existen otros mucho más gran-des, de hasta 15 cm, junto con material conchil tritu-rado y una matriz arenosa mediana a gruesa, a ve-ces abundante. Al pie de los acantilados integradospor depósitos neógenos, los materiales son de ma-yor tamaño, se ven bloques de 20 a 30 cm y, excep-cionalmente, hasta medio metro de diámetro, y eneste caso son muy comunes los fragmentos de sedi-mentitas más friables, como por ejemplo de arcilitas,chonitas y areniscas finas coquinoides de la Forma-ción Monte León o de tobas y areniscas de la For-mación Santa Cruz. Más allá de estas excepciones,dominan totalmente los fragmentos de piroclastitasy vulcanitas jurásicas.

Depósitos finos de planicie de marea (anti-guos y actuales) (31 y 32)Limos, arcillas, arenas muy finas

Depósitos finos cubiertos por el agua durantelas pleamares se observan en la desembocadura delos ríos Chico y Santa Cruz, en buena parte de la ríade Santa Cruz, que es un amplio estuario formadopor la entrada del mar en el sector inferior del vallefluvial del río Santa Cruz a finales del Pleistoceno ocomienzos del Holoceno, luego del derretimiento de

los hielos del último período glacial (Fig. 38). Tam-bién se los encuentra, si bien con menor desarrollo,en el sureste de la comarca en la ría Coig, que es unestuario en un todo similar al anterior, pero de di-mensiones algo menores (Fig. 39). Aquí, la margenizquierda (norte) del estuario es un área de acreciónmarina, en la que se desarrolla una amplia planiciede marea en el sector protegido del oleaje y las co-rrientes del mar abierto por la espiga de puerto Coigy su continuación al oeste, la isla El Crique.

Se han reconocido, en ambas rías, depósitos quegeomorfológicamente corresponden a dos nivelesde planicies de marea, de los cuales los más anti-guos no son cubiertos por las aguas marinas en laactualidad. Conforman planicies intermareales an-tiguas, ahora inactivas o no funcionales y, por lotanto, están en gran medida colonizados por vege-tación de tipo arbustivo correspondiente a ambien-tes halófilos.

Durante las bajamares, buena parte de ambosestuarios queda expuesta, observándose entoncesmateriales finos, en su mayor parte limos y arci-llas, de color castaño claro a gris verdoso y hastanegro por el alto contenido de materia orgánica,cubiertos en forma irregular por algunas conchi-llas y pequeños rodados de rocas volcánicas y piro-clásticas. Forman parte de típicas planicies inter-mareales, en las que se reconocen claramente lasllanuras fangosa, mixta y arenosa, surcadas poralgunos canales de marea mayormente lineales orectilíneos donde predominan las arenas. Sus de-pósitos forman, entre otros, los bancos de RíoChico y Largo en la ría de Santa Cruz y el bancoGrande en la ría Coig.

En algunos sectores de las zonas supramareales,parte de estos depósitos comienzan a cubrirse conuna vegetación escasa de tipo halófilo, la cual estambién parcialmente cubierta por las más altasmareas o por mareas de sicigia. En los lugares másaltos, donde la vegetación ha arraigado más y sóloson parcialmente cubiertos durante las pleamaresextraordinarias, algunas aves marinas han generadoáreas de nidificación, como en la isla Leones en laría de Santa Cruz.

Es probable que los estuarios actuales alcan-zaran su máximo desarrollo durante la máximatransgresión holocena, hace unos 6500 años APaproximadamente. Por eso, los depósitos de plani-cies intermareales más antiguas, hoy no funciona-les, se estiman de edad holocena, mientras que losmás modernos están en activo proceso de forma-ción.


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Material de derrumbes y deslizamientos (33)Bloques

Son acumulaciones de materiales sueltos que seencuentran en los bordes de la meseta basáltica loca-lizada en el sector septentrional de la comarca, en lamargen norte del río Santa Cruz entre las estanciasLa Libertad y La Barrancosa. Se disponen como unaorla delgada que bordea a las rocas básicas o a susremanentes de erosión. Estos depósitos cubren granparte de los faldeos y enmascaran a las capas infra-yacentes más friables de la Formación Santa Cruz oa gravas fluviales aterrazadas antiguas del río SantaCruz, pero por lo general no tienen gran espesor.

Están constituidos por fragmentos angulosos asubangulosos de basalto, de tamaño sumamente va-riable. Se trata de bloques irregulares que alcanzandimensiones entre 0,10 y 1,00 m de diámetro, peroen algunos casos llegan a ser más grandes.

En alguna ocasión, aparte de los materiales suel-tos producto de la destrucción mecánica de los bor-des de las coladas basálticas, se tienen las típicasformas de los asentamientos, como masas en formade medialuna que se han deslizado sobre las laderasde las mesetas.

Depósitos aluviales y coluviales indiferen-ciados (34)Arenas finas a medianas, limos y arcillas subordi-nados; rodados dispersos

Estos depósitos se hallan en algunos taludes o quie-bres de pendiente, como por ejemplo en los remanen-tes de mesetas situadas en cercanías de la hosteríaMonte León y de la laguna Grande, al suroeste de lalocalidad de Puerto Santa Cruz. Son inconsolidados,de color gris a castaño claro, de tamaño de grano porlo general arena fina a mediana, mezclada con varia-bles proporciones de limos y arcillas y también conrodados dispersos, angulosos a subredondeados, derocas volcánicas, tobas silicificadas, ignimbritas, al-gunos granitoides y materiales silíceos.

Se trata de una capa delgada, formada por mate-riales procedentes de la destrucción de otras unida-des geológicas, así como por otros de origen eólico.

3. ESTRUCTURA

3.1. FASES DIASTRÓFICAS

La estratigrafía de la comarca se caracteriza poruna secuencia sedimentaria del Oligoceno superior

al Mioceno inferior cubierta por algunos derramesbasálticos del Plioceno superior y fundamentalmen-te por depósitos de gravas y arenas del Cenozoicosuperior que enmascaran la mayor parte de las rela-ciones entre las unidades geológicas. Todas ellasestán en posición esencialmente tabular y sub-horizontal.

Muy pocos son los eventos diastróficos cuya ac-ción puede registrarse en las Hojas Puerto Coig yPuerto Santa Cruz.

La orogenia Incaica podría ser responsable delos movimientos que causaron un descenso de lacomarca y permitieron la ingresión del mar«patagoniano», representado por la Formación MonteLeón, la unidad aflorante más antigua.

La regresión de este mar en tiempos del Mioce-no inferior estaría quizás vinculada con otro episodiodiastrófico. El levantamiento de la cercana Cordille-ra Patagónica produjo las secuencias sinorogénicascontinentales de la Formación Santa Cruz, de am-plio desarrollo areal y vertical.

En el Mioceno medio, otro evento diastrófico ma-yor, representado por la conocida orogeniaQuéchuica, se evidencia en la comarca con los de-pósitos psefíticos de la Formación Pampa Alta (oDepósitos del Primer Nivel de agradación pedemon-tana), como respuesta a uno de los principales pul-sos de ascenso de la cordillera.

Varios movimientos ascensionales tuvieron lu-gar en el Neógeno superior y Cuaternario.

Como en el área de las estancias La Libertad- La Barrancosa las coladas basálticas pliocenascubren a dos antiguos niveles de terrazas fluvia-les del río Santa Cruz, se puede estimar que unfuerte ascenso epirogénico aconteció en la por-ción oriental de la Patagonia austral previamenteal Plioceno superior (por lo menos antes de los3,5 Ma, es decir, durante el Plioceno inferior, paraSchellmann, 1998 y Schellmann et al., 2000). Di-cho levantamiento tuvo como consecuencia la prin-cipal etapa de rejuvenecimiento del relieve y lamayor profundización del valle del río Santa Cruz.Los autores citados estimaron que más del 75 %de la profundidad actual del valle es el resultadode la excavación fluvial anterior al Plioceno supe-rior.

Nuevas perturbaciones en el Cuaternario gene-raron condiciones de rejuvenecimiento del paisaje,produciendo otras terrazas fluviales en los caucesde los ríos Santa Cruz y Coig y sus afluentes meno-res, así como el ascenso de antiguas terrazas de agra-dación marina.


3.2. DESCRIPCIÓN DE LA ESTRUCTURA

Muy pocos rasgos estructurales pueden deter-minarse en los trabajos de campo debido a que latotalidad de la superficie de las Hojas Puerto Coig yPuerto Santa Cruz está caracterizada por una es-tructura tabular en la que las distintas unidades delCenozoico mantienen una disposición esencialmen-te subhorizontal.

La interpretación estructural de la comarca debebasarse entonces en el estudio de fotografías aé-reas e imágenes satelitarias, y en las muy escasasestructuras determinadas en el campo, que son demuy poca significación regional.

Solamente se han podido reconocer algunas es-tructuras de fallamiento, casi siempre del tipo direc-to y de pocos metros de rechazo, que afectan princi-palmente a rocas areniscosas y tobáceas de la For-mación Monte León en los acantilados costeros, yen mucha menor medida a las de la Formación San-ta Cruz.

La mayor parte no son de rápida identificaciónen el campo, dado que su expresión es en generalpoco marcada, y sólo reconocible en el frente delacantilado. Por ese motivo, tampoco son claramen-te visibles en las fotografías aéreas o imágenes sa-telitales, donde sólo se pueden inferir indirectamen-te algunos pocos rasgos lineales en la traza de lacosta, en el cauce de algunos cañadones o en la ali-neación de lagunas, orientados según las direccio-nes de fallas, fracturas y diaclasas.

Las estructuras generan líneas de debilidad quecontrolan la evolución y formación de algunos ras-gos morfológicos, como cañadones en las mesetas ypuntas y promontorios en la línea de costa rectilínea.Las escasas islas presentes deben su formación a laintersección de lineamientos estructurales que pro-ducen áreas favorables.

La principal estructura citada en la literatura esla «falla de la punta Norte», descripta por Feruglio(1938) en el accidente topográfico del mismo nom-bre, extremo boreal de la ría Coig. Fue señalada comouna falla directa de 11 m de resalto, con plano derumbo N 59°-65° O e inclinación de 60°-62° al NE;el labio alto es el situado al sur. Otras fallas directasde muy bajos rechazos fueron también señaladas porel mismo autor inmediatamente al sur del Rincón delBuque: una de rumbo N 38º O, 45º de inclinación alNE, labio bajo al norte y 12 m de resalto, y otra derumbo E-O, 3 m de desnivel y labio bajo al sur. Tam-bién al norte del Rincón del Buque mencionó cuatrofallas directas con resaltos de 0,50 a 4 m y rumbos

dominantes N 54º a N 58º O, con inclinaciones tantoal NE como al NO.

Los pocos rasgos lineales identificados porCodignotto y Ercolano (2006) en el Parque Nacio-nal Monte León responden a las direcciones N 66ºE, N 7ºE y N 34º O para el sector de los acantiladoscosteros al norte del Rincón del Buque (ídem en LaLobería - La Hoya), y N 30°-39° O en la traza dealgunos cañadones.

Por último, se han reconocido fallas gravi-tacionales relacionadas con los asentamientos delborde de las mesetas basálticas en el sector de lasestancias La Libertad y La Barrancosa.

No se han podido ubicar estructuras de plega-miento, similares a los muy escasos anticlinales, dedimensiones muy reducidas y por lo tanto imposiblesde mapear, distinguidos por Panza et al. (2005) en laHoja inmediatamente al norte, afectando a las sedi-mentitas marinas de la Formación Monte León.

Se registraron suaves alabeos de origen tectóni-co que afectan a la Formación Santa Cruz, eviden-ciados por pequeñas variaciones en el rumbo e incli-nación de los estratos en algunas localidades.

Un rasgo interesante mencionado por Chelotti(1992) para la ría de Coig es el hecho de que lacosta marina aparece desplazada unos 5 km haciael nordeste en el borde norte del estuario, con res-pecto a la margen sur, lo cual indicaría un comporta-miento estructuralmente distinto de los bloques en elsubsuelo.

3.3. INTERPRETACIÓN DE LA ESTRUCTURA

En unos pocos sectores de la Hoja Laguna Gran-de situada inmediatamente al norte, Panza et al.(2005) pudieron determinar un conjunto de rasgoslineales a los que se midió la longitud y orientación.Para ello se contó con la observación de imágenessatelitarias y fotografías aéreas, en las que se toma-ron en cuenta algunos elementos morfológicos y es-tructurales, tales como la alineación de centros efu-sivos, tramos muy rectilíneos de arroyos o bordes demesetas o bajos endorreicos alineados. Ellos fueronevaluados tratando de compararlos con los distintossistemas de fracturación actuantes en comarcasubicadas más al norte, como en la Comarca o Maci-zo del Deseado.

En esa oportunidad, los autores citados advirtie-ron que la estructura del sector analizado estabadominada por dos sistemas principales de frac-turación, en los que no se pudieron determinar losmovimientos relativos sobre ambos flancos de los


planos o líneas de debilidad, y un tercero menos ex-puesto o representativo.

La dirección N 55° O - N 65° O es la dominanteen el área analizada, representada fundamentalmentepor el llamado lineamiento Río Chico, entre otrasestructuras. La dirección en cuestión, en casi todaslas estructuras, estaba desviada pocos grados, porlo que el tren de fracturación regional predominantees muy constante. En la Hoja Puerto Coig, la fallade la Punta Norte de Feruglio (1938) y otras meno-res detalladas por el mismo autor representan sindudas esta dirección. También la continuación orien-tal del lineamiento Río Chico, que correspondería enla zona aproximadamente a la alineación del tramoinferior de la ría de Santa Cruz.

El otro tren de fracturación hallado en la comar-ca de más al norte correspondía a una dirección N25° O - N 35° O, marcada por algún lineamiento opor importantes estructuras de comportamiento ten-sional con labio hundido hacia el nordeste. La direc-ción N 34° O consignada por Codignotto y Ercolano(2006) coincide con este intervalo.

Por último, el sistema menos representado en laHoja Laguna Grande tiene una dirección preferen-cial mucho más variable, entre N 20°-30° E y N55°-60° E, y es también reconocible en el ParqueNacional Monte León (N 66°E, y quizás N 7°E).

Resumiendo, en el área considerada inmediata-mente al norte de la Hoja Puerto Coig se han deter-minado trenes de deformación asociados a fallas yfracturas de tres direcciones predominantes, las queen algunos sectores se han desplazado permitiendola concreción de procesos extensionales. Como pro-ducto de esa actividad, y debido a la delgada cortezacontinental, se derramaron, directamente del mantosuperior, productos volcánicos básicos.

También es posible intentar relacionar las direc-ciones de algunos rasgos observados con las estruc-turas del subsuelo de la Cuenca Austral. Éstas últi-mas fueron registradas a través de la interpretaciónde perfiles de sísmica de reflexión y de perforacio-nes petroleras (Chelotti y Trinchero, 1990; Chelotti,1992, Corbella et al., 1990; 1996), o bien por la ali-neación de los centros efusivos del campo volcánicode Pali Aike, en el extremo sur de la provincia deSanta Cruz (Corbella, 2002; Mazzarini y D’Orazio,2003; Panza et. al., 2010).

El conjunto de las estructuras de subsuelo reco-nocidas o interpretadas configura una gran zona defractura de rumbo general NO-SE, un mega-linea-miento que se extiende por más de 300 km, desdepunta El Páramo en Tierra del Fuego hasta La Es-

peranza, e incluso hasta cerca del río Santa Cruz, enla provincia de Santa Cruz (Chelotti y Trinchero,1990; Chelotti, 1992; Corbella et al., 1990; Panza et.al., 2010), y con un ancho de unos 50 kilómetros.

A lo largo de este alineamiento, los citados auto-res han registrado anomalías gravimétricas y tam-bién máximos geotérmicos en una cierta concordan-cia con la alineación de los centros de emisión delcampo de Pali Aike, así como en coincidencia conrasgos geomorfológicos (líneas de costa, ríos, lagu-nas alineadas). Las anomalías geotérmicas, alinea-das según la dirección NO, llegarían incluso hasta ellago Cardiel (Corbella, 2002).

Mediante la reinterpretación de numerosas líneassísmicas de reflexión efectuadas fundamentalmentepor Yacimientos Petrolíferos Fiscales en el sur de laCuenca Austral, Corbella et al. (1996) analizaronlas fallas detectadas en los perfiles y su vinculacióncon las determinadas en superficie por la alineaciónde los centros volcánicos del campo de Pali Aike.De ese estudio surge que todas las fallas que afec-tan a las vulcanitas jurásicas en el subsuelo de lacuenca son gravitacionales, de tipo directo, con bu-zamiento casi vertical, de 70° a 80° (Corbella, 2002),el cual, en algunas fallas, se verifica hasta los 6000m de profundidad. Las fallas son claramente exten-sionales, presentando muchas de ellas alguna com-ponente de desplazamiento horizontal, pero de difícildiscriminación con los datos aportados por la sísmica.Estos desplazamientos laterales serían nordeste-su-roeste para Chelotti (1992).

Estas estructuras directas determinaron un con-junto de hemigrábenes en la Cuenca Austral, los quese presentan con su borde occidental abrupto y eloriental más suave y tendido. Estas depresionestectónicas son consideradas de edad jurásica, y re-feridas en conjunto al llamado Rift Jurásico Australo Rift de la Patagonia Austral, desarrollado en el surde Santa Cruz y norte de Tierra del Fuego. Éste se-ría el más meridional de todos los rift continentalescon un rumbo general NO-SE que se generaron enel sur de América del Sur como consecuencia deldesmembramiento del supercontinente de Gondwa-na.

Corbella et al. (1996) determinaron una modade rumbo N 56° O al representar en forma estadís-tica la orientación y longitud de 204 fallas detecta-das por sísmica, y de rumbo N 64° O para 66alineamientos de centros eruptivos; en este últimocaso también determinaron una dirección subordi-nada de rumbo N 75° E. Estos valores concuerdannotoriamente con los pocos obtenidos en las Hojas


en estudio o por Panza et al. (2005) en LagunaGrande.

Siempre según los citados autores, se observaque las estructuras que llegan a superficie suelenbuzar hacia el oeste. Asimismo (Chelotti, 1992), lasfallas habrían sido reactivadas repetidas veces, perose determina en los perfiles sísmicos que tienen re-chazos verticales cada vez más pequeños a medidaque atraviesan secuencias estratigráficas más mo-dernas. Afectan con fuerte rechazo a las rocas jurá-sicas y cretácicas inferiores, mientras que en los ni-veles del Cretácico superior y Cenozoico los recha-zos parecen ser inferiores a los 10 metros,sísmicamente indetectables. Esto es claramente vi-sible en los afloramientos de los acantilados coste-ros de las Hojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz,donde los máximos resaltos registrados en las se-cuencias cenozoicas no superan los 15 metros.

Para Corbella et al. (1996), las estructuras derumbo ENE-OSO podrían ser fracturas de rumbo conpoco rechazo, no detectadas por métodos sísmicos enel subsuelo, posiblemente de sentido dextrógiro(Chelotti, 1992). Serían subparalelas al sistema defallas magallánicas, que habrían formado los vallesglaciares del estrecho de Magallanes y otros en laIsla Grande de Tierra del Fuego (Chelotti, 1992;Corbella, 2002), ocurridas en el Cenozoico superiorcomo consecuencia de movimientos diferencialesentre las placas Sudamericana y Antártica. Son es-tructuras que tienen que ver con el sistema neógenodel rift del estrecho de Magallanes, en cuya forma-ción y evolución la actividad volcano tectónica plioceno- cuaternaria de Pali Aike fue un episodio importante.

Mazzarini y D’Orazio (2003) también analiza-ron los lineamientos y fracturas en el campo lávicode Pali Aike. Utilizaron imágenes satelitales, toman-do en cuenta también otros rasgos, como la alinea-ción de centros volcánicos, la elongación de conos ymaares y la dirección del aportillamiento de los mis-mos. Encontraron cuatro sistemas principales defracturación que habrían actuado como conductosde ascenso del magma, con las orientaciones NO-SE (intervalo N 30°-70° O), NE-SO (intervalo N21°-60° E), E-O (intervalo N 80° - 100° E) y N-S(intervalo N 10° O - N 10° E), estimando que elsistema N-S sería el más antiguo de todos.

4. GEOMORFOLOGÍA

Desde el punto de vista geomorfológico, predo-mina en la comarca la acción fluvial comomodeladora del paisaje. Sin embargo, como se trata

de una región de clima semidesértico, la erosión flu-vial no es muy intensa y en algunos sectores sonimportantes los efectos producidos por acción eóli-ca o fenómenos de remoción en masa. Asimismo, laactividad volcánica ha sido un importante factor enla morfología local del sector noroccidental de lacomarca. Por su parte, la erosión y acumulaciónmarinas juegan un papel preponderante en todo elsector costanero, dadas las condiciones macro-mareales de la comarca, con mareas de 10 a 12 mde amplitud y oleaje de gran intensidad.

4.1. SÍNTESIS FISIOGRÁFICA

Previo al análisis geomorfológico se incluye unabreve síntesis fisiográfica de la comarca, en sus as-pectos orográficos e hidrográficos.

El relieve de la región se caracteriza fundamen-talmente por la presencia de extensas planicies me-setiformes, recortadas por algunas depresiones sinsalida de dimensiones variadas o disectadas por ca-ñadones de cursos de agua efímeros que desaguanen el océano Atlántico o en el valle del río SantaCruz. El frente de las mesetas es una escarpa erosi-va conspicua y abrupta que conforma una línea muysinuosa que se observa desde gran distancia.

El elemento morfológico de mayor importanciaes el ancho valle fluvial del río Santa Cruz, de régi-men permanente, el que enmarcado entre varios ni-veles de terrazas fluviales, ocupa todo el sector nor-te de las Hojas (Fig. 40; véase también figuras 26 y29). El gran valle del río Santa Cruz está marginadoal norte por la alta planicie de la pampa Alta, de unos400 m de altura media s.n.m. y al sur por otra exten-sa superficie mesetiforme algo más baja (350 a 380m), cuyo sector más oriental se conoce como pam-pa de Monte León.

El río Santa Cruz atraviesa la Hoja Puerto Coigde oeste a este, para desembocar en un amplio yextenso estuario, la ría de Santa Cruz, en inmedia-ciones de la localidad de Comandante Luis PiedraBuena situada ligeramente al norte de la comarca.La parte distal de este antiguo valle fluvial hoy inun-dado por el mar se encuentra en la Hoja Puerto SantaCruz. Sobre el total de unos 50 km de longitud quetiene la ría de Santa Cruz, unos 19 km correspondenal área en estudio. El ancho máximo es de unos 6km, pero en la entrada, situada entre las puntas Cas-cajo al norte y Entrada al sur, la anchura de la ría sereduce a unos 2000 metros.

En el extremo suroriental del área se localizaotro valle fluvial ocupado por aguas marinas, el es-


tuario o ría Coig, que es la parte final del valle del ríoCoig, de gran desarrollo en las Hojas situadas al sury suroeste. Corresponden a la comarca unos 12 kmdel total de la longitud de esta ría angosta (anchuramáxima de unos 2500 m) y poco profunda. En estetramo inferior del río Coig el valle es amplio y pre-senta también un complejo sistema de terrazas flu-viales.

Se pueden reconocer en la comarca varios ni-veles de mesetas. En el extremo noroeste de la HojaPuerto Coig se tiene la gran planicie de la pampaAlta, cubierta de gravas y algunas coladas basálti-cas, con alturas máximas que superan los 450 me-tros. Un nivel mesetiforme equivalente al anteriorse encuentra al sur del valle del río Santa Cruz, yestá separado del nivel siguiente por un escalón to-pográfico conocido como Cordón Alto.

El nivel siguiente, también con pendiente regio-nal hacia el este y sureste, tiene un desarrollo super-ficial mucho mayor, sobre todo al sur del río SantaCruz, donde conforma una dilatada planicie que, enel este, se denomina pampa de Monte León. Susalturas varían desde 390 m en el noroeste hasta unos

260 m en el sureste. Remanentes de este nivel sehallan también al norte del río, y en ambos casos sedisponen, separados por un escalón, adosados al ni-vel más alto o primer nivel. Un gran número de cu-betas de deflación, siempre con un cuerpo de aguaen la parte más deprimida, se encuentran dispersasen toda la superficie de esta extensa planicie.

Finalmente, un tercer nivel mesetiforme de altu-ra topográfica cada vez menor (220 a 250 m), perosiempre con pendiente regional hacia el este, se de-sarrolla en el sector austral de la Hoja, y de allí alsuroeste en la vecina Hoja Río Gallegos. Remanen-tes de erosión atribuidos a este nivel se localizan alnorte del Parque Nacional Monte León.

Las Hojas 5169-I, Puerto Coig y 5169-II, Puer-to Santa Cruz incluyen unos 165 km de costa. En suconjunto, constituyen la mitad norte de una ampliaentrada del mar conocida como bahía Grande, quecomprende en su totalidad 216 km de costa y tieneuna flecha máxima o seno de 54 km (Casal, 1946).

En el tramo situado al este de la punta Norte yhasta el paralelo de 50° de latitud sur se tiene unacosta bastante rectilínea conformada por un abrupto

Figura 40. Vista panorámica hacia el norte de parte del perfil de la Formación Santa Cruz al este de la estancia El Va-por. Se reconocen niveles de areniscas gruesas grises, con erosión en tubos de órgano que se disponen como estra-tos muy extendidos lenticulares. Están intercalados en secuencias plano paralelas grises y castaño amarillentas de

arcilitas y limolitas tobáceas y escasos bancos de tobas y chonitas. En último plano, el valle del río Santa Cruz.


acantilado subvertical que en su sector más alto su-pera los 30 m de altura, decreciendo hasta 15 m ensu límite austral. En estos casos la playa está muyrestringida y casi no se observan restingas rocosas.

En todo el borde norte de la ría de Santa Cruz, apartir de la punta Norte hacia el oeste, y por unos 25kilómetros, la costa se mantiene más bien baja, comouna sucesión de lomadas y cordones litorales de po-cos metros sobre el nivel del mar y ocasionales ba-rrancas de no más de 8 a 10 m de altura, con redu-cidas playas de rodados gruesos y arena.

La margen sur de la ría de Santa Cruz, en cam-bio, está formada por altos acantilados, de unos 110a 120 m de altura, hoy inactivos por la existencia deuna delgada franja de depósitos de planicie de ma-rea o por cordones litorales ascendidos, como en lapunta Entrada (Figs. 3, 11 y 38).

A partir de dicho accidente geográfico hacia elsur, hasta el Parque Nacional Monte León, la costaofrece algunas variaciones morfológicas según elsector que se está analizando, pero en general secaracteriza por ser una costa muy recortada cuyoaspecto más destacado es la presencia de altos acan-tilados marinos activos, que en alguna ocasión cons-tituyen puntas y promontorios rocosos, que seadentran en el mar debido a su mayor resistencia ala erosión, como en el caso de la llamada Cabeza delLeón (Fig. 8). El acantilado costero alcanza susmayores alturas (más de 160 m) en el sector delPico Quebrado, en el extremo nororiental del Par-que, donde es completamente rectilíneo y de pare-des verticales (Figa. 7 y 9).

Desde este sector hacia el sur, hasta la boca dela ría Coig en punta Norte, la costa sigue, en su ma-yor parte, compuesta por acantilados, pero la alturade éstos es menor que en el norte, con alturas quepor lo general no superan los 30 metros.

Dentro de las Hojas se encuentran numerosasdepresiones sin salida, algunas de grandes dimen-siones, como los bajos del Falso (Fig. 28), Grande,de la Sección Smith, de la laguna Cifré, de las TresLagunas (Fig. 37), de La Araceli y del Tordillo. En elsector de los bajos de las lagunas Verde y del Pues-to (Fig. 14) es donde se localiza el punto más depri-mido de la comarca, con 70 m bajo el nivel del maren la laguna del Puesto. Este conjunto de depresio-nes continúa hacia el norte, con valores de –34 m enla Hoja Laguna Grande (Panza et al., 2005).

Con excepción de los dos ríos troncales, el restodel área abarcada por las Hojas no tiene una redhidrográfica bien configurada. Los cañadones yzanjones vierten sus ocasionales aguas en el océano

Atlántico, en el río Santa Cruz y en algunas depre-siones sin desagüe. Las cuencas centrípetas, en sumayoría desconectadas entre sí, tienen un escurri-miento pobremente desarrollado, con excepción delos bajos de la laguna Grande y del Falso.

Todos los cauces son de régimen efímero y lle-van agua solamente en el invierno, que es la esta-ción de las lluvias. Entre los que desaguan al mar,pueden citarse los cañadones de las Vacas. Jack,Corto y de la Yegua Quemada. Varios tributarios delrío Santa Cruz por su margen izquierda (norte), comoel Grande, Yatén Guajén, Mercerá, Kolienk Aike,Quemado (Fig. 31) y Chikurik Aike, nacen en la partealta de la planicie de la pampa Alta situada poco alnorte de la Hoja, para dirigirse hacia el sur o surestehasta desembocar en el río troncal. En su margenderecha, el colector principal recibe solamente a loscañadones Casa Vieja (Fig. 6), de las Matas yDoraike.

4.2. ANÁLISIS GEOMORFOLÓGICO

A los fines de una mejor comprensión, se ha sub-dividido el área ocupada por las Hojas 5169-I, Puer-to Coig y 5169-II, Puerto Santa Cruz en varios sec-tores, de acuerdo con los procesos dominantes encada uno de ellos y con las geoformas resultantes.Los mismos se encuentran distinguidos en el bos-quejo geomorfológico de la figura 41, y son:

1. Relieve donde la acción fluvial es dominante(incluye los valles de los ríos Santa Cruz y Coig)2. Sector costanero (comprende los estuarios orías de de los ríos Santa Cruz y Coig)3. Relieve mesetiforme4. Relieve volcánico (modificado por acciónsubaérea)5. Relieve de depresiones endorreicas

4.2.1. RELIEVE DONDE LA ACCIÓN FLU-VIAL ES DOMINANTE

La evolución del paisaje por erosión fluvial so-bre rocas de variable resistencia a la erosión, da comoresultado morfologías distintas. Por ello pueden re-conocerse varios sectores según la litología predo-minante, las características del drenaje y del paisajey las geoformas resultantes.

Valles de los ríos Santa Cruz y Coig

El sector norte de las Hojas forma parte de lacuenca imbrífera del río Santa Cruz, que tiene sus


Figura 41. Esquema geomorfológico.


nacientes en el lago Argentino. De tal manera, el ríoes el desagüe de esta gran cuenca lacustre, así comotambién de la del lago Viedma, unido al lago Argen-tino por el río La Leona. Con una longitud de 383km, su cuenca tiene una superficie de 24.510 km2.Este río es el de mayor caudal de la Patagonia, conun módulo de 696 m3/segundo (Turazzini, 2002), aun-que variaría entre 500 y 1300 m3/segundo (Feruglio,1950; Palese de Torres, 1958), con caudales míni-mos registrados en septiembre y máximos en febre-ro. Netamente alóctono, no tiene ningún afluente deimportancia. Sus principales tributarios en la comar-ca son los cañadones efímeros Grande, Yatén Guajén,Quemado y Chikurik Aike por la margen izquierda(norte) y los más pequeños cañadones Casa Vieja,de las Chinas, de las Matas y Doraike por la margenderecha (sur).

Es un río desproporcionado en menos, al igualque la mayoría de los grandes ríos patagónicos, de-bido a que los caudales fueron mucho mayores du-rante los períodos de deshielo del englazamiento cor-dillerano.

En la Hoja, el río Santa Cruz, de régimen per-manente, corre enmarcado entre varios niveles deterrazas fluviales (Fig. 29), y su hábito es mean-driforme, desarrollando una planicie aluvial de entre2500 y 4000 m de ancho en el sector occidental y deunos 1100 a 2000 m en el este, la que coincide con lafaja de meandros (Figs. 26 y 40). Sobre la superficiede su llanura aluvial aún quedan vestigios de canalesy meandros abandonados, albardones semilunares ylagunas en collera debido a la resección del cuellode los meandros. En el lecho del río hay bancos degravas e islas como barras longitudinales, de las cua-les la más conocida es la isla Pavón, situada inme-diatamente aguas arriba de la localidad de Coman-dante Luis Piedra Buena y por la que pasan los puen-tes de la ruta nacional 3. En este sector el cauce delrío alcanza su ancho máximo, de unos 700 metros.

En casi todo su recorrido el río se encuentramarginado por superficies llanas generalmente con-tinuas, de escasa altura y gran amplitud, en partecubiertas por aluvio y cuyas alturas decrecen gra-dualmente hacia el valle. Se trata de hasta ocho ni-veles de terrazas fluviales, que serán descriptas acontinuación. Asimismo, hay acumulaciones eólicasde escasa altura, sobre todo en cercanías de la es-tancia La Marina.

La gran amplitud del valle, que se mantiene agrandes rasgos constante a lo largo de todo su reco-rrido, se debe a que está excavado en rocas relati-vamente friables, de composición bastante homogé-

nea y de disposición subhorizontal, correspondientesa la Formación Santa Cruz en la mitad occidental dela Hoja, y a ésta y a la Formación Monte León des-de allí hasta su desembocadura.

El cauce del río se halla, desde la chacra LosPlateados al este, usualmente encajado en las sedi-mentitas de la Formación Monte León, que compo-nen una pequeña barranca vertical de 1 a 2 m dealtura justo en la ribera del río, donde están cubier-tas por un espesor de gravas y arenas, casi siemprecorrespondiente a la planicie aluvial, que no suelesuperar los tres metros. Más al oeste, en cambio, enlas orillas del río se desarrollan pequeñas playas degravas y arenas.

Con respecto al río Coig o Coyle, es también derégimen permanente, si bien su caudal es muy esca-so. Aforado en forma muy esporádica, se han regis-trado máximos de unos 20 m3/seg y mínimos de 0,70a 2 m3/seg (Palese de Torres, 1958). De hábito engeneral sinuoso, ha formado una enorme planiciealuvial, la cual, en sectores al suroeste de la comar-ca, alcanza de 7500 a 9000 m de ancho (Panza, 2002),es decir, absolutamente desproporcionada con res-pecto al caudal aportado por el río en la actualidad.También está marginado por un complejo sistemade terrazas fluviales, desarrollado fundamentalmen-te en la Hoja Río Gallegos situada al sur.

Terrazas fluviales del río Santa Cruz

El sistema hidrográfico del río Santa Cruz, que, porsu caudal, es el curso de agua más importante de laprovincia y de toda la Patagonia austral, tiene gran ex-tensión en el ámbito de las Hojas Puerto Coig y PuertoSanta Cruz, a las que atraviesa de oeste a este.

La mayor parte del complejo sistema de terra-zas fluviales asociado al valle del río Santa Cruz estárepresentado en la comarca, en la que se han reco-nocido un total de ocho niveles de depósitos fluvia-les, los que determinaron el mismo número de su-perficies de terrazas como consecuencia de sucesi-vas etapas de modificación del nivel de base y suconsecuente erosión posterior.

Cabe mencionar que en la síntesis de Panza(2002) se habían consignado cinco niveles de terra-zas en el sistema hidrográfico del río Santa Cruz,pero los trabajos efectuados durante el levantamientode las Hojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz die-ron como resultado una reinterpretación de los dis-tintos depósitos fluviales y la identificación de nue-vos niveles, lo que elevó su total a los ocho que semencionan en este informe.


Los estudios permitieron también confirmar lapresencia de un paleodelta en la desembocadura delos ríos Santa Cruz y Chico en tiempos pliocenos,idea previamente sugerida por Schellmann (1998) yWenzens (2000).

El nivel más antiguo (I) forma afloramientos muyrecortados por la erosión posterior en la margen de-recha (sur) del río al norte del Parque Nacional MonteLeón y entre las estancias Cañadón Rancho y LaSantacruceña, con cotas entre 275 y 290 m en eloeste para bajar a unos 230 m cerca de la costaatlántica.

Con respecto al nivel siguiente (II), se desarro-lla también en los mismos sectores, en partes adosadoal nivel anterior por medio de un escalón topográfi-co, como pequeñas mesetas remanentes de una an-tigua planicie continúa, variando desde los 225 ms.n.m. en el oeste hasta 175 m en el este. Sin em-bargo, sus asomos más importantes se encuentranen la orilla izquierda del río, entre las estancias LaLibertad y La Marina, donde constituyen mesetasmás conspicuas, situadas a una cota de 200 a 225 m,que en buena parte están cubiertas por las coladasbasálticas del ciclo del Plioceno superior (a quizásPleistoceno inferior) del Basalto Laguna Barrosa (Fig.26). Su espesor supera los 3 metros.

En la comarca abarcada por las Hojas, los de-pósitos fluviales aterrazados del río Santa Cruz másextensos constituyen el Nivel III y serían, en el sec-tor oriental, exponentes del antiguo paleodelta gene-rado a partir de la confluencia de dicho curso con elrío Chico.

En la margen derecha (sur) forma una extensameseta entre el cerro Pirámide y el cañadón de lasMatas (Fig. 6), de alturas que van desde 150 a 165 m yseparada del Nivel II por un escalón poco notorio. Perosu mayor desarrollo se tiene al sur de la localidad dePuerto Santa Cruz, donde constituye una dilatada pla-nicie que alcanza la costa atlántica con una cota de 115a 120 metros. Por su parte, en la margen norte afloraentre las estancias La Libertad y La Barrancosa, alnorte de estancia La Marina y entre las estancias Alun-Co y Enriqueta (donde conforma el pequeño accidentetopográfico conocido como los cerros de los Caraco-les, Fig. 14). Se eleva unos 110 a 120 m sobre la plani-cie aluvial actual del río, y sus depósitos tienen un espe-sor que supera los 5 metros. En sus asomos más occi-dentales (estancia La Libertad - desembocadura delcañadón Quemado) están cubiertas por coladas basál-ticas del Plioceno superior.

Con posterioridad al derrame de las lavas bási-cas del ciclo del Basalto Laguna Barrosa, se gene-

raron otros tres niveles de terrazas fluviales en elvalle del río Santa Cruz, los que forman asomos máso menos discontinuos en ambas márgenes del ríopero que en general son más destacados en el tramoinferior del curso, hasta su desembocadura en elestuario (ría de Santa Cruz).

De éstos, el nivel más alto (Nivel IV) se en-cuentra en la margen derecha (austral) del río al surde la chacra Los Plateados en el Rincón Chico(adosado al Nivel III con un escalón bien notorio) yentre la sección Munchi y el cañadón Casa Vieja,mientras que en la margen izquierda (norte) apare-ce cerca de la estancia La Marina y al pie de loscerros de los Caracoles. Mantiene una suave pen-diente regional hacia el este, con alturas de 125 a130 m s.n.m. mar en el oeste hasta unos 75 m yacasi en la desembocadura en la ría, y la potenciamáxima llega a los 5 metros.

Las gravas y arenas de la siguiente terraza, elNivel V, conforma una delgada franja sobre todo enla margen norte del río, al este de la estancia La Ma-rina con alturas de unos 80 m s.n.m. y cerca de laestancia Enriqueta (Fig. 33) con cotas similares, mien-tras que en el sur del río el principal afloramiento estáal sur de la isla Pavón, con cotas de 60 a 70 metros.Está separada de los niveles IV (superior) y VI (pos-terior) por sendos escalones de 10 y 4 metros, res-pectivamente, y tiene espesores de 4 a 5 metros.

El siguiente nivel de depósitos fluviales aterra-zados del río Santa Cruz, la terraza VI, se localizatambién en el tramo inferior del río, desde el RincónChico hasta la desembocadura en la ría, en ambasmárgenes del valle pero especialmente en la izquier-da (norte). Allí aflora en especial al este de la estan-cia Alun-Co (ex Las Mercedes), desde donde for-ma una planicie bastante ancha hasta las cercaníasde Comandante Luis Piedra Buena, con cotas entre60 y 70 metros. Está separado de los niveles V su-perior y VII inferior por escalones de unos 6 a 7 mde resalto en ambos casos.

En la margen derecha (sur) aparece en la taperaLos Guindos, con cotas de 65 a 70 m, lugar donde seeleva directamente sobre la planicie aluvial actual, einmediatamente al sur de la isla Pavón, donde tieneun espesor de 6 m y está a unos 50 a 55 m sobre elnivel del mar.

Finalmente, otros dos niveles de depósitos flu-viales, que dieron lugar a las respectivas terrazasVII y VIII, se desarrollaron en el valle inferior delrío Santa Cruz probablemente ya en el Holoceno.Una pequeña escarpa separa a ambos niveles entresí y de los situados topográficamente más alto.


Los depósitos del Nivel VII, gravas gruesas conmatriz arenosa gruesa, aparecen desde el RincónChico hasta Comandante Luis Piedra Buena, conafloramientos más continuos en la margen derecha.Se disponen como una delgada franja paralela al río,con alturas que varían desde cerca de 50 m hastapoco más de 30 m y espesores cercanos a los 6metros.

Por su parte, el nivel más moderno de depósitosfluviales aterrazados del río Santa Cruz, el Nivel VIII,se eleva de 3 a 5 metros (a veces hasta 8) directa-mente por encima de la planicie aluvial actual, de laque está separado por una pequeña escarpa (Fig.29). Se lo reconoce en numerosas localidades enambas márgenes del río, como en la estancia LaBarrancosa, en el Rincón Grande, en la estancia SanRamón (donde, mediante riego, hay importantes cul-tivos de pasturas), en la chacra Los Plateados y enel sector del destacamento San Ignacio (Enriqueta)del Ejército Argentino. Cabe destacar que las ciuda-des de Puerto Santa Cruz y de Comandante LuisPiedra Buena (esta última inmediatamente al nortedel límite de las Hojas) están asentadas sobre losdepósitos de la terraza VIII.

Terrazas fluviales del río Chico (niveles I,II y III). Evolución de los cursos a partirdel Neógeno

Un complejo sistema de terrazas fluviales sedesarrolló en los valles de los ríos Shehuen (o Cha-lía) y Chico, al norte del área de estudio. Fue rese-ñado en forma integrada por Panza (2002) y Panzaet al. (2005), se halla en el centro de la provincia deSanta Cruz pero tiene su mayor expresión dentrodel área de la Hoja 4969-III Laguna Grande, situadaal norte de la comarca, donde dichos autores hanpodido reconocer un total de 5 niveles de terrazasfluviales relacionadas entre sí genética yevolutivamente.

De éstos, en el extremo nororiental de la co-marca se encuentran representadas solamente tressecuencias de depósitos aluviales antiguos corres-pondientes al sistema fluvial del río Shehuen y deltramo inferior del Chico, los que, por erosión pos-terior, dieron lugar a los tres niveles más antiguosde terrazas. Sus afloramientos se reconocen en elsector oriental de la Hoja Puerto Santa Cruz, aleste de la ría del mismo nombre. Tienen una suavependiente hacia el este y sudeste, y las alturas de-crecen gradualmente hacia la planicie aluvial ac-tual.

El Nivel I (más antiguo), que en la comarca delnorte y noroeste constituye una extensa planiciemesetiforme situada en la margen norte del río Chi-co, aquí solamente compone un mínimo afloramien-to inmediatamente al este del cañadón de SantaRosa, donde los depósitos de gravas se disponen enuna superficie relativamente plana, situada a unos50 m s.n.m. y a unos 10 a 20 m sobre el segundonivel de terrazas. Su espesor es muy difícil de medirdebido a la generación de taludes, pero se calcula enunos 10 m como máximo; los valores efectivamentemedidos no superan los 3 metros.

La terraza II está separada de la anterior poruna escarpa de erosión en el área de más al norte,pero en la comarca está reemplazada por el peque-ño valle del cañadón Santa Rosa; se halla a más de40 m s.n.m. en el borde de la Hoja, para descenderhasta 30 a 32 m en la costa (Fig. 10). Se eleva hasta10 m sobre la inferior o terraza III y se presentatambién en la margen norte de la ría de Santa Cruz.La potencia máxima es de hasta 4 metros.

Por su parte, la terraza III tiene un desarrollotambién limitado a la margen norte o izquierda de laría, separada del nivel anterior por un escalón topo-gráfico de hasta 10 m y con una cota de 16 a 20 msobre el nivel del mar. El espesor de los depósitos nosupera los 4 a 5 metros.

El comportamiento de este sistema fluvial varióen su evolución desde el Mioceno superior alto - Plio-ceno inferior hasta el Cuaternario (Panza, 2002).

Al principio, habría existido por una parte unamplio valle fluvial orientado de oeste a este, surca-do por el río Shehuen y el curso inferior del río Chi-co, hasta su desembocadura en la ría de Santa Cruz.Un extenso sistema de terrazas fluviales, de granamplitud fundamentalmente en la margen izquierda(norte) del valle, acompañaba al curso de agua.

Simultáneamente, otro paleorío formado por elcurso superior del río Chico (de Gobernador Gregoresal oeste) desaguaba en el océano Atlántico al nortede Puerto San Julián (Panza, 2002; Panza et al.,2005).

En esos momentos, el caudal aportado por losríos era sensiblemente mayor que el actual, y estaríaprobablemente relacionado con etapas de deshielode los glaciares desarrollados en el área cordillera-na. Es muy posible una vinculación temporal con elgran episodio de glaciación registrado por Mercer(1976, 1983) para el norte de la provincia de SantaCruz, alrededor de los 3,6 a 3,5 Ma.

Como resultado de los estudios regionales, y encoincidencia con las ideas de Schellmann (1998) y


Wenzens (2000), se ha podido inferir la presencia deun amplio delta en la desembocadura de los ríos SantaCruz y Shehuen - tramo inferior del Chico, por lomenos durante parte del Plioceno. Dicho paleodeltaestaría representado por los depósitos aterrazadosdel Nivel I del río Chico y del Nivel III del río SantaCruz.

Posteriormente (quizás en el Plioceno superioralto o en el Pleistoceno más bajo), un afluente de lamargen izquierda del río Chalía habría capturado alpaleorío Chico aguas arriba de Gobernador Gregores,modificando su curso y decapitando el tramo infe-rior, que a partir de entonces ya no desaguó más enel Atlántico por su salida original. El valle del río Secoquizás sea el probable relicto de ese antiguo cauce(Panza y Marín, 1998; Panza, 2002).

A partir de ese momento se habría producido laintegración de los sistemas fluviales de los ríosShehuen y Chico, con la formación del sistema inte-grado junto con el río Santa Cruz.

Terrazas fluviales del río Coig (niveles IVy VI)

En la esquina suroriental de la Hoja Puerto Coigse encuentra el extremo distal del valle del río Coig,el que conforma un estuario o ría al haber sido ocu-pado el valle fluvial original por las aguas del mar. Sibien la mayor parte de dicho valle se halla en la co-marca situada inmediatamente al sur del límite aus-tral de la Hoja, se reconocen en la misma reducidosafloramientos solamente de los niveles IV y VI deterrazas fluviales de los hasta siete niveles determi-nados por los estudios regionales. Cabe mencionarque anteriormente, Panza (2002) consideraba un to-tal de cinco niveles de terrazas para el sistema delrío Coig.

Si bien el Nivel IV tiene un amplio desarrolloregional, vinculado al curso inferior del río como unalarga faja en ambas márgenes, sólo la terraza ubica-da en la margen derecha (sur) alcanza la costa at-lántica, en la punta Sur, muy cerca del ex poblado dePuerto Coig. El único y reducido afloramiento de laHoja corresponde al extremo más distal de la terra-za, donde tiene alturas cercanas a los 50 m sobre elnivel del mar.

La terraza fluvial VI, por su parte, se localiza aun nivel topográfico más bajo en la margen izquier-da del río, donde se presenta como una planicie alar-gada, con cotas que van desde unos 30 m en el su-roeste hasta los 15 m sobre el nivel actual de la ríaen su extremo oriental, cercano a Puerto Coig.

Relieve de planicies estructurales (mesi-llas) con áreas de badlands en sedimenti-tas marinas paleógeno - neógenas

Los asomos de las coquinas y areniscas coqui-noideas de la Formación Monte León son reducidosy discontinuos, de muy poco espesor, pero en algu-nos sectores la consolidación de las rocas y su posi-ción subhorizontal determina que se dispongan comopequeñas mesillas o cornisas de bordes verticales.En esos escasos ejemplos, el frente de los aflora-mientos es una escarpa de erosión en activo retro-ceso por el proceso de remoción en masa (caída debloques, reptaje, más raramente pequeños desliza-mientos).

El paisaje de badlands es característico, en cam-bio, para el resto de los asomos de las sedimentitaspatagonienses, constituidos en su mayor parte porarcilitas y limolitas tobáceas o areniscas muy finastambién cineríticas; se trata en estos casos de fal-deos de mesetas o lomadas de formas redondeadas,totalmente cubiertas de regolito o depósitos moder-nos, y con poca o ninguna cobertura vegetal. Son deladeras moderadamente empinadas a suaves, y enlos pocos casos en que se observa algún banco másresistente (casi siempre una arenisca o conglomera-do), éste se destaca como cornisa en el relieve.

Relieve de pedimentos con áreas de ba-dlands en sedimentitas continentales neó-genas

En todos los afloramientos de la Formación San-ta Cruz, compuestos por sedimentitas finas con granaporte tobáceo, es típico el paisaje de badlands, enun todo similar al descripto para las rocas pelíticas ypsamíticas finas de la Formación Monte León.

Debido a las características litológicas de laFormación Santa Cruz, los afloramientos presentanformas erosivas muy distintivas, como en tubos deórgano, o componen un paisaje de badlands ohuaiquerías, con numerosas cárcavas a veces degrandes dimensiones, y en parte con sumideros.Siempre son asomos grises, amarillentos y verdososmuy cubiertos, en muchos casos por su propio rego-lito (Figs. 15, 22 y 25).

En este ambiente la red de drenaje muestra undiseño dendrítico fino bien desarrollado, sin eviden-cias de ajuste a la estructura.

El rápido y constante retroceso de la costa porla activa erosión marina hace aumentar la energíadel sistema hídrico, con el consiguiente aumento de


la capacidad de erosión vertical de los cañadones.Esto trae en consecuencia el retroceso del borde delas mesetas, la permanente formación de nuevascárcavas en los valles fluviales y la profundizaciónde las preexistentes por continuo rejuvenecimientodel drenaje.

Es fundamentalmente en este ambiente de sedi-mentitas y piroclastitas friables donde se han desa-rrollado, durante el Pleistoceno, dos ciclos de pedi-mentos de flanco en varios sectores de la comarca(Figs. 23 y 26). Son, según la nomenclatura de Gon-zález Díaz y Malagnino (1984), de los tipos sensustricto (es decir, cuyo nivel de base local está repre-sentado por un curso de agua principal, como el ríoSanta Cruz y en menor medida el río Coig), conver-gente (con nivel de base constituido por una depre-sión sin salida) o litoral (cuando el nivel de base es elmar).

Estas superficies de erosión, actualmente muydisectadas por procesos fluviales posteriores, tienenuna leve inclinación hacia el nivel de base local.

Todos los niveles de pedimentación presentanuna cubierta detrítica de carácter psefítico - psamí-tico suelta o escasamente consolidada, constituyen-do afloramientos esencialmente planos y de variabledesarrollo areal.

Sobre la base de la posición topográfica y de lascaracterísticas litológicas de los depósitos que loscubren, se han diferenciado dos ciclos de pedimen-tación: uno superior o más antiguo (I) y otro inferioro más moderno (II).

4.2.2. SECTOR COSTANERO

Este sector ha sido considerado en forma sepa-rada, ya que los rasgos se vinculan directamente conla acción marina, existiendo geoformas tanto de ero-sión como de acumulación. Antecedentes de estazona se tienen en Codignotto y Ercolano (2006) ySacomani et al. (2008) para el área abarcada por elParque Nacional Monte León, y muy breves des-cripciones en Del Valle y Kokot (1998) para PuertoSanta Cruz, y en Kokot y del Valle (1998) para PuertoCoig.

Acantilados activos

La costa de la comarca ofrece algunas varia-ciones morfológicas según el sector que se esté ana-lizando, pero en general se caracteriza por ser unacosta no demasiado recortada, cuyo aspecto másdestacado es la presencia de altos acantilados mari-

nos activos. Sólo en ocasiones constituye una costabastante recortada, con cabos, puntas y promonto-rios rocosos que se adentran en el mar debido a sumayor resistencia a la erosión y a la existencia deestructuras, tales como fallas o diaclasas. Un ejem-plo típico es el de la Cabeza del León en el sectordel Parque Nacional Monte León (Fig. 8).

El acantilado costero alcanza sus mayores altu-ras (más de 150 m) en el sector del Pico Quebrado,al nordeste del Parque Nacional (Figs. 7 y 9).

En la mayor parte del área el acantilado activoes completamente rectilíneo y sólo están expuestasrocas de la Formación Monte León. Al pie del mis-mo se encuentra una plataforma de abrasión marina(terraza de erosión de olas o restinga) que se pro-longa hasta varios centenares de metros mar aden-tro, por lo general por debajo del nivel de bajamar(Figs. 4 y 23).

Acumulaciones de talud, generadas por la caídagravitacional de bloques por efecto de la acción delas olas, se localizan al pie de los acantilados o en elinterior de algunas cavernas marinas. Se observantambién fenómenos de reptaje en algunos sectoresde la costa acantilada.

El activo retroceso de los acantilados por remo-ción en masa, combinado con la erosión marina poracción del oleaje, también trae como consecuenciael truncamiento de la red de drenaje, de diseño den-drítico, algunos de cuyos cursos de agua efímerosllegan al mar a través de valles colgantes. Otros tie-nen una suave pendiente hacia el mar, si bien no hanalcanzado su perfil de equilibrio (como el cañadónSanta Rosa) y forman en su desembocadura conosaluviales de magnitud muy reducida. Un resalto to-pográfico de 1 a 2 m separa estas acumulaciones delos depósitos de playa.

Playas rectilíneas y «de bolsillo»

En los sectores con acantilados activos se en-cuentra también una delgada faja de playaslongilíneas, de no más de 50 a 100 m de ancho enbajamar y con una fuerte pendiente que en ocasio-nes puede superar los 20 grados. Se trata de undepósito temporario de gravas que cubre a la pla-nicie de abrasión y que es intermareal, ya que que-da sumergido durante la marea alta (Figs. 7, 9 y10). Las playas de bolsillo (pocket beaches), aso-ciadas al cruce de estructuras, son tambiénintermareales.

En los sectores entre acantilados, en cambio (Fig.13), la costa está formada por una serie de playas


de guijarros gruesos, con arenas muy subordinadas,en las que también pueden ser comunes las plata-formas de abrasión, constituidas por areniscas y co-quinas duras de la Formación Monte León.

Donde la costa es baja, particularmente en laorilla norte de la ría de Santa Cruz, en el área de lapunta Cascajo (Pebble Point), así como en otrospocos sectores de la costa, aparecen algunas geo-formas de acumulación tales como playas progra-dantes y cordones litorales. La playa está integradapor una franja de hasta 200 m de ancho de cordoneslitorales actuales, paralelos a la línea de costa, es-tando limitada hacia el continente por un pequeñopaleoacantilado y hacia el mar por una plataformade abrasión marina. Se observa asimismo una an-gosta franja de dunas también paralela a la línea deribera, de no más de algún centenar de metros enlos sectores más anchos; con fijación incipiente porvegetación, las dunas individuales son de escasa al-tura (no más de 3 m).

Plataformas de abrasión marina

En casi toda la extensión de la costa, pero fun-damentalmente donde afloran las rocas «patago-nienses», las mismas constituyen una plataforma deabrasión marina o restinga (Figs. 4 y 23). Algunasrestingas se encuentran permanentemente por enci-ma del nivel de pleamar, otras son cubiertas durantela alta marea, y muchas están siempre por debajo dela línea de bajamar pero a muy poca profundidad,por lo que se reconocen por la rompiente de olas,situada a veces centenares o miles de metros maradentro.

Por lo tanto, en buena parte de la línea costerase halla entre la línea de alta y baja marea una plata-forma de erosión de olas, en la que es muy activa laabrasión marina. Su presencia es particularmentenotable en todo el sector del Parque Nacional Mon-te León y de allí hacia el sur hasta la entrada de laría de Coig (punta Norte).

Asimismo, en casi todas las puntas y cabos laplanicie de abrasión se prolonga también algunoscentenares y hasta miles de metros mar adentro, porlo general por debajo del nivel de pleamar. En estecaso, la rompiente de olas mar adentro denota lapresencia de las rocas sumergidas.

Suelen exhibir en su superficie acanaladuras queson perpendiculares a la línea de costa, generadascomo consecuencia de la acción erosiva de nume-rosos rodados sueltos (y también concreciones), mo-vidos de manera incesante por las olas y las mareas.

Islas y cavernas

En unos pocos sectores de la costa se observan,frente a puntas y acantilados, algunas pequeñas is-las de paredes abruptas y acantiladas, como es elcaso de la isla Monte León o de los Pájaros (foto detapa). Por su disposición, están constituidas por lamisma Formación Monte León que compone laspuntas y promontorios, y, debido a la posición subho-rizontal de los estratos de la unidad, la parte superiorde las islas es aproximadamente llana por lo que esaprovechada como área de nidificación por coloniasde pájaros marinos.

Las islas se formarían en sectores de los acanti-lados donde la presencia de estructuras determinazonas de mayor debilidad que son aprovechadas porla erosión marina de manera diferencial. Así, las is-las están separadas del acantilado por una estrechafaja de abrasión, que queda descubierta en las baja-mares. En ese momento, la isla queda temporalmenteunida al continente.

Por su parte, la continua acción erosiva del mar,con caídas de grandes bloques y rocas por remociónen masa, hace que estén sometidas a una rápida ycontinua destrucción.

La existencia de fracturas y diaclasas condicio-na también en algunos sectores del acantilado lageneración de grandes cavernas. La más notoria fuela gran cueva conocida como La Hoya, destruida enoctubre de 2006 por la misma acción erosiva del marque le dio origen.

Terrazas de acreción marina, territorioscuspidados y espigas, paleoacantilados

Un rasgo morfológico fundamental en algunostramos del sector costanero son las terrazas de acre-ción marinas, que desde el punto de vista geomorfo-lógico corresponden a antiguas líneas de playa ele-vadas en la actualidad. Están representadas por unconjunto de cordones litorales compuestos por gra-vas o gravas arenosas.

Se pueden reconocer cordones litorales y depó-sitos de terrazas de acreción marina de dos edadesdistintas: un sistema interno más antiguo (Nivel I),situado a mayor altura topográfica, y un segundoconjunto de cordones externos, los cuales, por sualtura con respecto a la playa actual, han sido subdi-vididos en dos grupos (niveles II y III).

Los cordones internos (Nivel I) se encuentran auna cota que varía entre los 20 y 30 m sobre el niveldel mar, adosados a los depósitos fluviales aterrazados


del río Chico (Nivel II) y desarrollados solamente aleste de Puerto Santa Cruz, en el área de la puntaNorte. Se trata de depósitos de gravas arenosas queforman un relieve casi llano, apenas ondulado, en elque la superficie de los varios cordones está muymodificada por la erosión posterior y la incipienteacumulación de materiales eólicos, a la vez que losdepósitos están edafizándose y soportan una cober-tura vegetal algo desarrollada.

Las distintas fajas hidrodinámicas de acreciónque componen esta terraza interior no son totalmen-te concordantes con la línea de costa actual, reve-lando las sucesivas modificaciones de la línea de ri-bera en el trascurso de la depositación de los distin-tos cordones. En el sector, la alineación de algunaslagunas temporarias indica momentos de interrup-ción o variación de la dinámica costera.

Los cordones recientes o externos se presentanen dos niveles altimétricos, los del Nivel II a unacota entre 10 y 15 m sobre el nivel del mar (rara-mente entre 5 y 10 m), mientras que los del Nivel IIIse elevan de 2 a 5 metros.

Se encuentran distribuidos en varios sectores dela costa de la comarca, pero su principal área dedesarrollo es a ambos lados de la ría de Santa Cruz,en donde ésta comunica con el mar abierto.

En el área de acreción marina situada al nortede la ría, en particular en el área de la llamada balizaAlta, el Nivel II está constituido por un conjunto decordones litorales de gravas de orientación generalNO-SE, subparalelos, con una cubierta de vegeta-ción arbustiva rala, separados entre sí por zonas ba-jas elongadas. Estas albuferas son bastante ampliasy su fondo está cubierto por fangos de marisma; comoson totalmente inactivas en la actualidad, actúancomo lagunas casi siempre secas y soportan unaabundante vegetación de tipo halófito. Las antiguaslíneas de playa están adosadas a un paleoacantiladode poca altura, labrado en los depósitos fluvialesaterrazados del Nivel II del río Chico y, al este, enlos depósitos de playas marinas del Nivel I antescitados. Por su parte, los cordones más modernos(Nivel III) constituyen la punta Cascajo y áreas ve-cinas, donde se adosan a la terraza marina anteriorpor una pequeña escarpa y, en ocasiones, por unconjunto de delgadas lagunas alineadas. En este caso,los cordones, por lo general subparalelos a la actuallínea de costa, están separados por marismassupramareales, que sólo son cubiertas por las ma-reas de sicigias o de tormentas. Los cordonespsefíticos apenas sobresalen sobre el fondo de lasalbuferas componiendo, en ocasiones, una superfi-

cie baja e irregular que termina confundiéndose conlas gravas de la playa actual.

En punta Entrada, margen sur de la ría, tambiénlos cordones del Nivel II se adosan a unpaleoacantilado labrado en las rocas de la Forma-ción Monte León (Figs. 3 y 35). Forman un pequeñoterritorio triangular en el cual las viejas líneas de costaestán parcialmente cubiertas por dunas, y su morfo-logía desdibujada por la acción de los pingüinos deMagallanes, que construyen sus nidos en los cordo-nes, al abrigo de la escasa vegetación arbustiva.

Delgados afloramientos compuestos por dos otres cordones del Nivel II se hallan en el ParqueNacional Monte León y en el Rincón del Buque (Fig.34), muy desdibujados por acción geomórfica poste-rior.

Finalmente, a ambos lados de la ría Coig afloranlos cordones del Nivel II. En la margen norte se ad-vierte la superposición de varias líneas de playa conmorfología muy suave, que en conjunto integran unalarga espiga (Fig. 36) de rumbo N-S, cuyo extremodistal se curva al suroeste, de unos 2000 m de longi-tud y un ancho entre 100 y 200 metros. La isla Cri-que es una isla barrera, continuación al sur de laespiga. En la margen sur, en la punta Montes, loscordones litorales intermedios integran una zona trian-gular también adosada a paleoacantilados labradosen la Formación Monte León.

También en la margen norte de la ría Coig, en elsector de la punta Estancia, se observa una zonabaja y ondulada donde se disponen varios cordonesde gravas del Nivel III más moderno, de orientacióngeneral OSO-ENE, los cuales forman incluso unalarga espiga en gancho y varias islas barrera peque-ñas, con una amplia planicie de marea ubicada entreéstas y los cordones más antiguos del Nivel II,adosados a un paleoacantilado labrado en depósitosfluviales aterrazados antiguos del río Coig.

Estuarios (rías) de los ríos Santa Cruz yCoig

Un rasgo geomórfico destacable son los estua-rios (rías) de Santa Cruz (Fig. 38) y de Coig (Figs.36 y 39). Se trata de sendos valles fluviales ocupa-dos por el mar en sus extremos distales, dominadospor la acción de las mareas en un régimenmacromareal, y en donde el aporte fluvial actual deagua dulce y de sedimentos es importante en el casodel río Santa Cruz pero muy escaso en el río Coig.

Las mareas, de gran amplitud en la comarca (10a 12 m), tienen influencia muchos kilómetros tierra


adentro, llegando su acción, en la ría de Santa Cruz,hasta la isla Pavón, inmediatamente al oeste de Co-mandante Luis Piedra Buena, es decir, a más de 50km de la boca del estuario. Se trata de un régimende mareas macromareal (por superar los 4 m deamplitud entre marea alta y baja) y semidiurmo yaque se producen dos bajamares y dos pleamares dia-rias. Las corrientes de marea entran y salen de laboca del estuario con una velocidad que alcanza hasta6 y 7 millas por hora (Casal, 1946).

Dentro de ambos estuarios se halla instaladauna amplia llanura de mareas, que es en buena partede su extensión una llanura de barro intermarealsobre la que se ha instalado una red de canales demarea, no demasiado ramificada. La zonasupramareal o de marismas vegetadas, es decir, laque sólo es inundable en las mareas de sicigias odurante las tormentas, no tiene demasiado desa-rrollo superficial.

Desde el punto de vista geomorfológico, en am-bos estuarios se encuentran también evidencias deuna planicie mareal más antigua, hoy elevada e in-activa, ya que sus depósitos no son cubiertos por lasaguas, ni aún en las más grandes tormentas. En laría de Santa Cruz su exponente principal son las is-las Leones en el centro de la ría, poco al noroestedel puerto de Punta Quilla.

Con respecto a la planicie de mareas activa ac-tual, los materiales finos aportados por las corrien-tes de marea que entran y salen de la ría o por el ríoSanta Cruz, son depositados en ambas orillas al pro-ducirse los cambios de marea. Se pueden reconocerclaramente, además de la zona supramareal ya men-cionada, las distintas partes en que se subdivide lazona intermareal que se inunda dos veces diariamen-te, es decir, las planicies intermareal alta o fangosa,media o mixta y baja o arenosa.

Pedimentos litorales

Finalmente, cabe mencionar, en el tramo costa-nero entre el Pico Quebrado y la ría Coig (puntaNorte), el desarrollo de antiguas superficies de ero-sión, correspondientes a dos ciclos de pedimentosde flanco litorales labrados sobre sedimentitas fria-bles de las formaciones Monte León y Santa Cruz(Fig. 23). El nivel de base controlante ha sido el mar,y los pedimentos se hallan en comienzo de disecciónpor erosión fluvial posterior; su superficie está cu-bierta por una delgada capa de material detrítico entránsito, que por lo general no supera los 2 m deespesor.

Características de la costa

Las características generales de la costa, y enespecial los sucesivos niveles de cordones litoraleselevados, indican una costa en proceso de emersión,en la que los ascensos, discontinuos, estuvieron acom-pañados por fenómenos de acreción, como lo deter-minara Codignotto (1983) para la costa patagónicadesde Chubut hasta Tierra del Fuego.

Asimismo, la tendencia actual es de fuerte ero-sión con una débil acreción restringida a unos pocossectores. Esto sugeriría, por lo menos para los mo-mentos actuales, una costa en sumersión.

4.2.3. RELIEVE MESETIFORME

Este paisaje abarca prácticamente toda la su-perficie de las Hojas, sobre todo en el sector occi-dental, desde donde sigue fundamentalmente haciael oeste y en menor medida hacia el suroeste.

Se pueden reconocer tres niveles de mesetas,de los cuales el más elevado se localiza tanto en elsector norte de la Hoja Puerto Coig, constituyendola esquina suroriental de la gran planicie conocidacomo pampa Alta, desarrollada al norte del río SantaCruz, como al sur de este valle (Fig. 26) donde unremanente de esta superficie forma el resalto topo-gráfico conocido como Cordón Alto.

Otra gran superficie mesetiforme se encuen-tra al sur de la meseta de la pampa Alta y del valledel río Santa Cruz, a niveles topográficos más ba-jos, pero con una extensión areal mucho mayor quela anterior (Fig. 23). La tercera planicie, que es lamás baja y también la de menor extensión, se loca-liza inmediatamente al sur de la anterior, desarro-llándose fundamentalmente en la margen izquierda(norte) del valle del río Coig y continúa hacia eloeste y suroeste.

En algunas mesetas se registran pequeños es-calones o subniveles, pero éstos no tienen continui-dad física ni una buena expresión topográfica.

En todos los casos se trata de superficies prác-ticamente llanas, cubiertas por un delgado manto degravas y arenas, con pendiente regional hacia el estey sureste.

Dentro de estas planicies se hallan varias de-presiones sin salida, algunas de grandes dimensio-nes, como los bajos Grande, de las Tres Lagunas ydel Falso (Fig. 28). Una (o varias) lagunas tempora-rias ocupan la parte más deprimida de los bajos.

La red hidrográfica no está integrada dentro delas planicies, desaguando los cortos cursos de agua


efímeros en algunas depresiones sin salida. Sin em-bargo, se encuentra un conjunto de cursos conse-cuentes, que desaguan en el colector principal de lacomarca, que es el río Santa Cruz, como los caña-dones Grande, Yatén Guajén y otros en la meseta dela pampa Alta en el noroeste, que siguen la pendien-te regional disectando las planicies de gravas. Estoscursos son de régimen efímero y hábito anastomo-sado, y en algunos hay desarrollo de planicies alu-viales anchas.

Las mesetas están limitadas por una escarpade erosión, actualmente muy disectada y con undiseño en planta sumamente irregular, con en-golfamientos y apófisis. La cubierta de rodadosestá en proceso de remoción, de manera que sehalla un tapiz de rodados y material suelto for-mando un talud que enmascara a las unidadessubyacentes.

Los depósitos psefíticos han sido denominadosen la comarca como Formación Pampa Alta (Pan-za, 2002) para los correspondientes al primer nivelde terrazas, o sea al primer ciclo de agradación pe-demontana coincidente con la principal etapa de le-vantamiento de la Cordillera Patagónica.

Para el segundo nivel de mesetas no se han re-conocido unidades formacionales en la comarca. Lagénesis de los depósitos psefíticos de este segundonivel sería también consecuencia de un segundo ci-clo de agradación pedemontana, con coalescenciade abanicos aluviales, si bien no se descarta la ac-tuación, en parte, de procesos vinculados con pedi-mentación.

En cuanto a las psefitas que constituyen el ter-cer nivel de mesetas, su génesis corresponderíatambién a procesos de agradación pedemontana,asociados, por lo menos en parte, a acción fluvialy pedimentación, posiblemente del tipo de flanco.Como estarían desarrollados fundamentalmentesobre sedimentitas, se trataría de un glacis (pedi-mento formado sobre rocas sedimentarias). Ha-brían intervenido en su dispersión, procesos rela-cionados con pedimentación, acción fluvial y re-moción en masa, de acuerdo con las ideas deFidalgo y Riggi (1970). Sin duda ha sido de signi-ficación en su transporte y depositación la acciónde crecientes laminares producidas en un climaárido o semidesértico, debidas a precipitacionesesporádicas y copiosas. La acción fluvial, condesarrollo de condiciones dinámicas de sedimen-tación altas, habría actuado en forma complemen-taria contribuyendo a la planación de la cubiertade las gravas.

4.2.4. RELIEVE VOLCÁNICO

El vulcanismo basáltico es un proceso importan-te en la generación del paisaje del sector norocci-dental de la comarca.

Los basaltos plioceno superior - pleistocenos sepresentan como mantos de poco espesor (0,50 a 6m) que se han derramado en las partes más bajasdel relieve, conformando un paisaje de coladas ais-ladas poco modificadas. Muchas de las coladas sederramaron siguiendo los faldeos de las mesetas eincluso se encauzaron en valles fluviales preexisten-tes, pudiéndose reconocer claramente la adaptacióndel desplazamiento de las coladas al relieve previo.En el caso del cerro Negro, también el aparato vol-cánico se emplazó en el valle fluvial anterior Fig.30).

Los rasgos internos de estas lavas, en especialla forma subesférica y regular que adquieren lasnumerosas vesículas y amígdulas, así como el desa-rrollo de una sección central potente con estructuramaciza o microvesicular, indican que se trata de la-vas del tipo pahoehoe; la falta de una superficiemuy escabrosa y accidentada, compuesta por unacubierta de fragmentos de escoria espinosos y cor-tantes, apunta también en ese sentido.

El relieve superficial es algo áspero, dificultandoel trazado de huellas; está compuesto por bloques ylajas sueltas, algunos de grandes dimensiones, perolas caras de los fragmentos no son rugosas sino lisasy pulidas.

Las bocas de emisión de estas erupciones sonde tipo central, y se trata de típicos conos piroclásti-cos Figs. 30 y 32). Se han reconocido sólo 5 conosen la comarca, de planta circular o más raramenteelipsoidal, con un diámetro basal de 300 a 1000 m yen general de escasa altura sobre el relieve circun-dante, no más de 100 metros. En algún caso son deltipo aportillado, con una escotadura por la que sederramó el material lávico. En todos los casos co-rresponden a una única emisión, ya que no se distin-gue superposición de conos.

El cráter y las laderas de los conos están cubier-tos por escoria basáltica (Fig. 32), como trozos, blo-ques y bombas de color rojo ladrillo a morado poroxidación y sumamente vesiculares, por lo que sonmuy livianos. La escoria es de un tamaño que oscilaentre 1 y 10 cm de diámetro, pero también se hallaninnumerables bombas mayores, con longitudes deentre 20 y 30 cm, en muchos casos superficies ru-gosas (a veces con sectores escoriáceos) o se pre-sentan con estriaciones paralelas al eje mayor de la


bomba, que suele ser groseramente cilíndrica. Elcentro de las bombas es casi siempre muy vesiculary de color más morado que la corteza, más maciza yde color rojo fuerte.

4.2.5. RELIEVE DE DEPRESIONES ENDO-RREICAS

Se encuentran diseminadas por toda la comar-ca, y sobre todo en las grandes planicies mese-tiformes, numerosas cuencas sin desagüe ocupadasen sus sectores más profundos por barreales o lagu-nas temporarias. Estas depresiones forman el nivelde base local de erosión en algunos sectores del áreaen estudio.

Las de mayor tamaño son las lagunas del Falso,La Araceli, de la Sección Smith, del Puesto y de lasTres Lagunas (Fig. 37).

En planta, estas depresiones son por lo generalelípticas o subcirculares, si bien las de mayor tama-ño pueden ser más irregulares. Lo común es quetengan diámetros entre un centenar de metros hasta2000 ó 2500 m, con profundidades variables (hasta20 y más metros). Los cuerpos de agua están casisiempre recostados sobre uno de los bordes de lacuenca, que generalmente es el occidental.

Los cuerpos de agua actuales de muchas de estasdepresiones, como por ejemplo las lagunas del bajodel Falso (Fig. 28), de la Sección Smith, Cifré, TresLagunas, Grande, Taliva, La Araceli y del Tordillo,se encuentran marginados en sus bordes oriental yseptentrional por superficies de antiguas playas y porvarias líneas de cordones litorales psefíticos (hasta10 en el bajo del Falso), de rumbos aproximados N-S y NO-SE, con ligeras inflexiones.

Asimismo, algunos de estos bajos presentan ensu margen oriental (opuesto a la procedencia de losvientos dominantes del oeste), acumulaciones dematerial eólico informes (montones de arena) o comodunas incipientes. Estas formas son producto de ladeflación que remueve el sedimento fino de las pla-yas en los períodos de sequía. Son de reducida di-mensión porque por lo general el material fino dispo-nible es poco abundante como matriz de los depósi-tos esencialmente psefíticos. Estas geoformas deacumulación eólica son características sobre todoen la laguna Blanca, en campos de la estancia LaNegra.

Las cuencas cerradas de mayor tamaño mues-tran una red de drenaje del tipo centrípeto, con co-lectores efímeros que no son de igual longitud entoda la superficie de la cuenca. Se destacan los ca-

ñadones El Falso y de los Indios, en los bajos delFalso y Grande, respectivamente.

Con el fin de un mejor entendimiento para la de-terminación del origen, dentro de la Hoja se encuen-tran fundamentalmente bajos elaborados en el am-biente mesetiforme cubierto por depósitos psefíticos,así como unos muy pocos en las coladas basálticas.

La explicación del origen de los bajos sin salida,rasgo geomórfico tan típico de la Patagonia, es untema de discusión aún no totalmente resuelto ennuestros días. Muchas ideas e interpretaciones sehan formulado sobre este tema; un breve resumende las mismas puede encontrarse en Feruglio (1929),Methol (1967), Panza (1995a) y Panza y Marín(1998). Una síntesis para la provincia de Santa Cruzse tiene en Pereyra et al. (2002). Los citados auto-res, así como también Fidalgo y Riggi (1965) y Fidalgo(1973) se inclinaron por la hipótesis del origen múlti-ple de los bajos sin salida.

En términos generales, se puede interpretar que,en la formación de depresiones, un posible controlcombinado estructural (fracturación, en muchos ca-sos plegamiento) y litológico (alternancia de estra-tos duros con otros más blandos o eliminación demateriales solubles), sería el factor desencadenante.

Con respecto al origen de los bajos sin salidadesarrollados sobre las planicies mesetiformes cu-biertas por depósitos psefíticos, se habrían iniciadopor sublavado de materiales (piping), o sea la re-moción de los materiales finos de las unidades fria-bles cubiertas por las gravas cenozoicas por acciónde las aguas de infiltración. La eliminación de estosmateriales por solución y/o suspensión produciría unvacío con hundimiento por desplome del techo.

En todos los casos, la acción eólica, a través delproceso de deflación causado por los fuertes vien-tos, tan frecuentes en la zona, debe haber sido ycontinúa siendo, probablemente, el factor principalen la remoción del material suelto y la elaboraciónde los bajos. Sin embargo, la deflación está asociadacon la actuación, de manera combinada, de otrosfactores (meteorización física y química, remociónen masa, agua de origen pluvial, lavaje en mantos,escasa acción fluvial), que en conjunto contribuyena la destrucción de la roca de base y por consiguien-te al ensanchamiento y profundización de los bajos.La coalescencia de bajos adyacentes trae como re-sultado la formación de una depresión de mayor di-mensión.

Por lo expuesto, la mayoría de las depresionesdeben ser consideradas básicamente como cubetasde deflación.


5. HISTORIA GEOLÓGICA

La historia geológica de las Hojas Puerto Coig yPuerto Santa Cruz, documentada por las unidadesaflorantes, es muy joven, ya que el primer episodiogeológico que se registra corresponde al Ciclo Án-dico del Cenozoico.

Sin embargo, desde el punto de vista morfo-estructural, el subsuelo de la comarca es una partemarginal de la gran cuenca de antepaís conocidacomo Cuenca Austral o de Magallanes que se origi-nó a partir del Mesozoico. A grandes rasgos, la trazanoroeste - sureste del río Chico, situado inmediata-mente al norte del área, que se estima una importan-te línea estructural, es considerada en subsuelo elborde de la Cuenca Austral, que fue traslapado porlas unidades geológicas más modernas, tales comolas formaciones Monte León y Santa Cruz.

La Cuenca Austral es una extensa cubeta sedi-mentaria en posición de retroarco abierta en las pos-trimerías del Jurásico como consecuencia de losmovimientos tectónicos causantes de la ruptura delcontinente de Gondwana y rellenada por materialesclásticos fundamentalmente marinos, depositadosdurante todo el Cretácico y el Cenozoico.

La evolución del borde norte de la Cuenca Aus-tral está controlada por un elemento tectónico quese ha caracterizado por un comportamiento tempo-ralmente positivo y rígido, el Macizo del Deseado,cuyos componentes australes afloran muy pocos ki-lómetros al norte de la Hoja, en el Gran Bajo de SanJulián (Panza e Irigoyen, 1995).

Como resultado de procesos extensionales quecomenzaron quizás en el Triásico superior y culmi-naron en el Jurásico superior (Nullo et al., 1999), esdecir, ya en el Ciclo Patagonídico, comenzó el desa-rrollo de una gran actividad magmática, que va a serel basamento técnico de la cuenca y que se dará entodo el ámbito del Macizo del Deseado y áreas veci-nas. Se produjo primero el derrame de coladas ba-sálticas y andesíticas de la Formación Bajo Pobre(Panza y Marín, 1998) en el Dogger inferior, queestaría relacionado a fracturación profunda, con pro-cesos de rifting, en una etapa previa al desmembra-miento del continente de Gondwana.

La secuencia anterior fue cubierta por un com-plejo piroclástico - lávico - sedimentario, particulari-zado por la emisión de ignimbritas de composiciónriolítica, acompañadas por abundantes piroclastitas,tufitas y escasas lavas. Este ciclo efusivo fragmen-tario, de gran magnitud en todo el Macizo del De-seado, se desarrolló también en el subsuelo de la

Cuenca Austral y en lo que luego sería la CordilleraPatagónica Austral. En el macizo, este complejo in-tegra el Grupo Bahía Laura atribuido al Mesojurásicosuperior a Suprajurásico inferior, constituido por lasformaciones Chon Aike (ignimbrítico - lávica) y LaMatilde (piroclástico - sedimentaria), ambas inter-digitadas, mientras que en la cuenca y cordillera,corresponde al Complejo El Quemado (Feruglio, enFossa Mancini et al., 1938; Riccardi, 1971; Nullo etal., 1999), o Serie Tobífera en el subsuelo de la cuen-ca.

Desde el punto de vista geotectónico (de Barrio,1989), este vulcanismo silícico indicaría una asocia-ción petrotectónica de áreas de prerift en zonas deintraplaca continentales (Malumián y Ramos, 1984;Nullo et al., 1999). Las mismas habrían estado suje-tas a un régimen traccional intenso, en momentosprevios al futuro desmembramiento del continentede Gondwana (Bruhn et al., 1979), con la separa-ción de Sudamérica y África y la apertura del océa-no Atlántico.

Con posterioridad al proceso que dio origen alvolcanismo, se generó una cuenca marginal, juntocon una extensión en gran escala, con lo que se for-maron hemigrabenes que dislocaron la corteza con-tinental (Nullo et al., 1999). En el Macizo del De-seado, el período diastrófico que afectó fuertementea las rocas chon-aikenses y matildenses correspon-de a los movimientos del Jurásico superior, casi conseguridad a los Intramálmicos o Fase Araucánica(Panza, 1982; Panza y Marín, 1998). Como conse-cuencia del tectonismo, se originó una estructura debloques sobreelevados y hundidos, con formación decuencas y subcuencas elongadas, de conformaciónestructural aproximada norte-sur, en las que se de-positaron sedimentos continentales epiclásticos.

Con posterioridad, a medida que transcurrió lasedimentación pasó a instalarse un régimen marinotransgresivo ya a partir del Oxfordiano - Kimme-ridgiano, si bien su inicio no se produjo en forma sin-crónica en toda la cuenca (Nullo et al., 1999).

Durante todo el Cretácico, el régimen marinoestablecido comenzó a retraerse en distintas etapas,con secuencias transgresivas características. En laevolución de la cuenca, eventos tectónicos sucesi-vos afectaron algunos sectores con efectos de tiporegional. En consecuencia, se desarrollaron variosciclos sedimentarios (Nullo et al., 1999), con migra-ción de los depocentros marinos del noroeste al su-deste.

No se hará una descripción de la compleja estra-tigrafía cretácica de los depósitos marino-continen-


tales de la Cuenca Austral porque los mismos noafloran en las Hojas Puerto Coig y Puerto SantaCruz. Sin embargo, cabe mencionar que pocos kiló-metros al noroeste de la esquina noroccidental yaafloran unidades sedimentarias neocretácicas ypaleógenas correspondientes al relleno de la cuenca(Cobos et al., 2009).

Una transgresión marina de aguas someras, per-teneciente a la ingresión atlántica del Eoceno medioa superior, es un evento geológico que se registra enla Hoja Laguna Grande, al norte de la comarca (Pan-za et al., 2005). El mar eoceno, si bien fue somero,llegó a penetrar profundamente sobre el Macizo delDeseado, ocupando áreas que previamente corres-pondían a la cuenca de sedimentación del Golfo SanJorge, como es el caso de las areniscas coquinoi-deas de la Formación Puesto del Museo (Panza,1998; Panza et al., 1996). Esta transgresión delEoceno medio está representada en la Hoja LagunaGrande y áreas al oeste, así como en el subsuelo dela comarca, por las areniscas glauconíticas de la For-mación Man Aike. La ingresión habría sido la con-secuencia de un gran cambio en la pendiente regio-nal producido antes del Mioceno medio, por la coli-sión de la dorsal oceánica Aluk-Farallón con la pla-ca Sudamericana (Ramos y Kay, 1992; Panza et al.,1996).

De acuerdo con los registros en áreas vecinasdel Macizo del Deseado al norte (Panza y Marín,1998) y del sector de Tres Lagos al oeste (Cobos etal., 2009), habrían sobrevenido a continuación pe-ríodos de erosión, para registrarse a posteriori, comoconsecuencia de movimientos de distensión en laCordillera Patagónica, un ciclo efusivo basáltico deedad eocena (Basaltos Posadas, María Elena y Ce-rro del Doce), y, tras un breve período erosivo, otrociclo efusivo básico alcalino referido al Oligocenoinferior a medio (Basaltos Alma Gaucha y El Ma-trero).

La orogenia Incaica podría haber sido respon-sable de un nuevo y progresivo hundimiento del con-tinente, lo que trajo aparejado el ingreso de un marsomero en el Oligoceno superior a Mioceno inferior,cuyos depósitos están representados por la Forma-ción Monte León, que es la unidad más antigua aflo-rante en la comarca en estudio.

A partir de la regresión de este mar en tiemposdel Mioceno inferior, vinculada quizás con movimien-tos epirogénicos, toda el área permanecerá sobre-elevada hasta la actualidad. El consecuente levan-tamiento de la Cordillera Patagónica ocasionó lacontinentalización del área como respuesta a la re-

gresión del mar patagoniano, y la depositación de lassecuencias sinorogénicas continentales progradan-tes de la Formación Santa Cruz, potente sucesión deepi y piroclastitas fluviales con una importantísimafauna de vertebrados terrestres.

Este importante evento de deformación neóge-na, asignado en forma tradicional a la orogeniaQuéchuica, coincide aproximadamente con intérvalosde alta expansión del fondo oceánico entre los 10 y20 Ma, con la colisión de dorsales oceánicas activasentre los 10 y 14 Ma, y con el desarrollo de magma-tismo básico en el retroarco (Ramos, 2002).

En el Mioceno medio a superior, por su parte, ytambién como respuesta a los episodios principalesde levantamiento de la Cordillera Patagónica, se pro-dujo la acumulación de potentes mantos de gravas,correspondientes a los depósitos del primer nivel deagradación, los que han recibido la denominación deFormación Pampa Alta en la meseta del mismo nom-bre en el noroeste de la comarca y de allí hacia elnorte.

Por su parte, en áreas situadas inmediatamenteal norte (Panza et al., 2005), y como consecuenciade períodos de alivio tensional derivados defracturación cortical profunda, se originaron derra-mes de lavas básicas, correspondientes a los ciclosdel Mioceno superior (Basalto Strobel) y del Plioce-no inferior (Basalto Cerro Tejedor).

El emplazamiento de estos basaltos de mesetaestá asociado a la colisión de diferentes segmentosde la dorsal de Chile y al desarrollo de ventanasastenosféricas.

Varios movimientos epirogénicos ascensionalestuvieron lugar en el Neógeno alto y en el Cuaterna-rio, generándose como consecuencia períodos de ero-sión y posterior agradación.

Así, se produjo la acumulación de distintos nive-les de gravas y arenas, resultantes de varios episo-dios de agradación pedemontana, a veces con pro-cesos de sedimentación fluvial asociados. Se regis-tran los depósitos del segundo nivel de agradaciónpedemontana del Mioceno superior alto, los del IIINivel del Plioceno inferior, así como los depósitosfluviales aterrazados del río Santa Cruz en sus tresprimeros niveles y del río Chico en el Nivel I (todoséstos desarrollados entre el Plioceno inferior másalto y el Plioceno superior).

Asimismo, en algún momento del Plioceno infe-rior ocurrieron movimientos epirogénicos de ascensoen parte de la comarca oriental de la Patagonia, losque trajeron aparejado un fuerte rejuvenecimiento delrelieve y una intensa reactivación de la erosión fluvial


con marcada profundización de los valles, como sepuede estimar en el caso del río Santa Cruz. Al mis-mo tiempo, se habría desarrollado un amplio delta apartir de la confluencia de los ríos Chico y Santa Cruzy hasta su desembocadura en el océano Atlántico.

También en las postrimerías del Plioceno infe-rior habría tenido lugar otro importante acontecimien-to que modificaría de allí en adelante la evolucióngeomorfológica de parte de la comarca, como fue lacaptura del tramo superior del río Chico, en inme-diaciones de Gobernador Gregores (al norte de laHoja), por la erosión retrocedente de un afluente delrío Shehuen. A partir de ese momento, habría que-dado integrado el sistema fluvial río Chico - ríoShehuen tal como se presenta en la actualidad, has-ta su desembocadura en el mencionado delta for-mado con el río Santa Cruz. Es posible que la citadacaptura haya sido también consecuencia del levan-tamiento epirogénico y subsiguiente cambio del ni-vel de base en los comienzos del Plioceno.

En el Plioceno superior (a Pleistoceno inferior),por su parte, se produjo el derrame de las lavas delBasalto Laguna Barrosa, único episodio volcánicobásico que se registra en la comarca, también aso-ciado al desarrollo de una ventana astenosférica. Lasvulcanitas se encauzaron en valles fluviales previos,cubriendo incluso las terrazas fluviales más antiguasdel sistema del río Santa Cruz (niveles II y III).

Ya en el Pleistoceno y pasando quizás al Holo-ceno, se originaron los últimos dos niveles de terra-zas fluviales asociadas al sistema fluvial integradoChico - Shehuen, así como los correspondientes alos niveles IV, V, VI y quizás VII de los depósitosfluviales aterrazados del río Santa Cruz, los nivelesIV y VI de terrazas del río Coyle, así como dos se-cuencias de materiales que cubren a otras tantassuperficies de pedimentación.

El nivel más joven de depósitos aterrazados delsistema fluvial del río Santa Cruz (Nivel VIII) seríaya del Holoceno.

También en el Holoceno, y hasta la actualidad,la comarca se encuentra afectada por procesos deerosión fluvial y eólica y de remoción en masa, delos que son testimonio los depósitos de planicies alu-viales en los cauces actuales, los sedimentos finos,evaporitas y cordones litorales psefíticos en los ba-jos sin salida, así como los productos de deslizamientosen los faldeos de las mesetas basálticas.

Por su parte, en la extensa zona costanera y enlos dos estuarios o rías de Santa Cruz y Coig, seregistran eventos de erosión y de agradación mari-nas entre el Pleistoceno superior y el Holoceno. Los

primeros están representados fundamentalmente porla presencia de altos acantilados activos, islas enproceso de formación y destrucción, y amplias pla-taformas de abrasión o restingas.

Los períodos de depositación marina en el Cua-ternario, por su parte, están caracterizados por tresconjuntos de depósitos de playas marinas elevadas,constituidas por sendos conjuntos de cordones lito-rales de gravas, situados respectivamente a 20-30m, 10-15 m y 2 a 6 m sobre el nivel del mar actual.

6. RECURSOS MINERALES

Dentro del ámbito de las Hojas Puerto Coig yPuerto Santa Cruz, las manifestaciones mineralesson exiguas y de muy poca importancia económica,reduciéndose tan sólo a la presencia de mineralesindustriales y rocas de aplicación. Se reconocen al-gunas canteras de áridos, una salina en explotación,depósitos de guano y concentraciones de nóduloscon un cierto contenido en minerales fosfáticos.

Entre los combustibles sólidos minerales, en elsubsuelo de la Hoja Puerto Coig se han registradodos campos de lignito de gran tamaño pero de dudo-sa factibilidad de explotación en forma económica,ya que sólo podrían ser explotados con el desarrollode nuevas tecnologías mineras.

6.1. DEPÓSITOS DE MINERALES INDUS-TRIALES

Áridos

Los depósitos de áridos (gravas y arenas) seencuentran en algunas canteras («ripieras») a lo lar-go de las rutas principales, como las nacionales 3 y288 y las provinciales 9 y 17.

Los áridos se usan en la construcción, tanto enobras públicas como privadas, aunque en su mayo-ría son utilizados por las empresas viales dedicadasa la reparación y consolidación de las rutas naciona-les y/o provinciales, así como en los caminos e infra-estructura petrolera.

La extracción se realiza a cielo abierto, en cante-ras de muy variadas dimensiones. La selección de losmateriales se hace en cantera por intermedio de ma-llas de distintos tamaños o por tamizadoras rotatorias(Súnico, 2002). En algunos yacimientos la seleccióndel material es tal que se carga con pala cargadoradirectamente en camiones luego de su extracción.

La actividad extractiva de áridos trae como con-secuencia un fuerte impacto ambiental, evidenciado


por la presencia de innumerables canteras abandona-das, en parte ocupadas por lagunas, así como montí-culos de material estéril en los alrededores de éstas.

Cantera sin nombre: 50º 04´ 06" y 69º 01´ 29".Ubicada al suroeste de la localidad de Comandante

Luis Piedra Buena, en cercanías del llamado«puente viejo». En ella se extraen arenas y li-mos destinados a la construcción.

Cantera sin nombre: 50º 21´ 19" y 69º 13´ 21"Se halla sobre ruta nacional 3, al sur de la Planta

Compresora de gas Comandante Luis PiedraBuena. A la fecha está inactiva, pero habría sidoexplotada para la obtención de gravas por lasempresas viales.

Cantera sin nombre: 50º 31´ 58" y 69º 19´ 16"Se encuentra localizada sobre la ruta nacional 3. El

material extraído es empleado por las empresasviales para la construcción y reparación debanquinas.

Cantera sin nombre: 50º 36´ 28" y 69º 21´ 32"Se halla sobre ruta nacional 3 y es explotada en oca-

siones por las empresas viales para la obtenciónde gravas.

Cantera sin nombre: 50º 40´ 03" y 69º 24´ 24"Se ubica sobre la ruta nacional 3, al sur del camino

de acceso a la estancia Los Luises. En ella lasempresas viales que se ocupan del mantenimientode la ruta extraen gravas y arenas.

Cantera sin nombre: 50º 57´ 05" y 69º 33´ 20"Se sitúa sobre la ruta nacional 3. A la fecha se halla

abandonada pero ha sido explotada para la ob-tención de gravas para el mantenimiento de laruta.

Cantera sin nombre: 50º 00´ 25" y 68º 55´ 00"Esta cantera está ubicada sobre la ruta nacional 3,

en inmediaciones del puente sobre la isla Pavón,inmediatamente al sur de la ciudad de Coman-dante Luis Piedra Buena. Es explotada por laempresa Kank y Costilla para la obtención degravas y arenas.

Cantera sin nombre: 50º 02´ 38" y 68º 38´ 42"Está localizada sobre la ruta nacional 288, al oeste

de la localidad de Puerto Santa Cruz. En estacantera se extraen gravas y arenas que ocasio-

nalmente son utilizadas por las empresas vialespara el mantenimiento de la ruta.

Cantera sin nombre: 50º 02´ 05" y 68º 35´ 19"Se sitúa sobre la ruta nacional 288, unos 3 km al este de

la anterior. Las empresas que se ocupan del mante-nimiento de la ruta extraen de ella gravas y arenas.

Cloruro de sodio

La salina Berrini (50º46´18´´ y 70º01´33´´) seconoce también como La Salina y es de propiedaddel señor Víctor Berrini. Se localiza en el bajo TresLagunas y se encuentra en explotación desde hacevarios años (Fig. 37).

La cosecha de la sal común (halita) se realizaanualmente durante la época estival. El material seacumula en pilas para su secado y luego se cargadirectamente sobre camión, mediante utilización depala cargadora. Finalmente, y siempre en origen, lasal se coloca en bolsas de 30 kg, sin ningún tipo detratamiento adicional. La empresa tiene otras sali-nas, ubicadas más hacia el sur, fuera del ámbito dela Hoja Puerto Coig.

El cloruro de sodio está destinado fundamental-mente a industrias tales como saladeros, curtiembres,frigoríficos y también a Vialidad de la provincia deSanta Cruz, para esparcirla en los caminos y evitarla formación de hielo (Súnico, 2002).

Fosfatos

Las estructuras que contienen mineralesfosfáticos son nodulares y están alojadas en algunosniveles de la Formación Monte León (Iglesias, 2002).

Con el nombre de Monte Entrance (que corres-ponde al de la estancia homónima ubicada sobre lamargen derecha de la ría de Santa Cruz antes de sudesembocadura en el océano Atlántico; 50º04´00´´ y68º30´00´´), se cita la existencia de este tipo de de-pósitos alojados en las rocas marinas neógenas. Fue-ron estudiados por el Plan Fosforita del ServicioMinero Nacional en la década del ‘80 y no constitu-yen depósitos de interés económico.

Guano

En general los depósitos son de poca extensióny de reducido espesor.

No se registran datos de los volúmenes explota-dos en los depósitos ni tampoco de su contenido enfosfatos y amonio.


Isla Leones

Se localiza al suroeste de la ciudad de PuertoSanta Cruz (50º 04´ 00´´ y 68º 27´ 30´´) dentro delestuario de Santa Cruz, en las proximidades de sudesembocadura en el océano Atlántico.

Isla Monte León

Esta isla se sitúa sobre el litoral atlántico del nue-vo Parque Nacional Monte León, unos 24 km al estede la ruta nacional 3 (50º 21´ 00´´ y 68º 52´ 00´´). Sepuede acceder a ella utilizando la ruta provincial 63de acceso al Parque, que llega hasta la costa.

Fue explotada en forma manual y rudimentariahasta fines de los años 90, pero luego, a raíz de ladeclaración de la isla como Reserva Faunística Pro-vincial, y posteriormente pasar a formar parte delParque Nacional (año 2004), se abandonó totalmen-te la extracción de guano, quedando algunos rema-nentes destruidos de la maquinaria minera utilizada.

6.2. COMBUSTIBLES SÓLIDOS

Lignitos

La ex empresa estatal Yacimientos CarboníferosFiscales realizó tareas de campo y muestreos desuperficie en el ámbito de la Hoja Puerto Coig, re-conociendo, a partir de un programa de varias per-foraciones, niveles con carbón (lignito) y arcillascarbonosas en depósitos paleógenos de la Forma-ción Río Leona.

La Formación Río Leona, de composición are-noso-pelítica, aflora en amplias zonas en la Hoja TresLagos (Cobos et al., 2009) al noroeste de la comar-ca en estudio, y ha sido reconocida en los perfiles devarias perforaciones realizadas por Yacimientos Pe-trolíferos Fiscales dentro de la Hoja Puerto Coig.

Río Coyle

La ex empresa Yacimientos Carboníferos Fisca-les trabajó cerca de la desembocadura del río Coyle,ejecutando un programa de exploración mediante sietesondeos ubicados en dirección N-S a lo largo del me-ridiano de 69° 30’, dos de los cuales (RC-2 y RC-6)están situados en el extremo suroriental de la HojaPuerto Coig (Luna, 1978; Carrizo, 2002).

Como resultado de estos estudios, que incluye-ron la realización de una perforación de 5343 m y elempleo de registros geofísicos, se detectó un gran

depósito de lignitos en el subsuelo, integrado por va-rios niveles carbonosos ubicados también dentro dela Formación Río Leona.

El yacimiento de lignito del río Coyle tiene ungran desarrollo areal, ya que se han reconocido porlo menos en una superficie de 500 km2, a una pro-fundidad promedio de 680 metros. Se trata de tresniveles carbonosos de continuidad variable, de loscuales el nivel 3 es el de mayores reservas. En con-junto tienen una potencia de unos 5 a 6 m, son subho-rizontales y tienen gran regularidad estructural.

El mineral observado en los testigos de perfora-ción es un lignito de mediocre a pobre calidad, conelevados tenores de cenizas y humedad, así comonumerosas intercalaciones de estéril.

Las reservas detectadas son del orden de los 5000Mt de lignito (2600 x 106 t de carbón arcilloso y 2400x 106 t de arcillas carbonosas), de unas 10.000.000 x106 megacalorías en total, considerando un poder ca-lorífico de unas 2000 kcal por kilogramo.

Curso medio del río Santa Cruz

Siguiendo su programa de exploración de laCuenca Austral, la ex Yacimientos Carboníferos Fis-cales reconoció un tramo del curso medio del ríoSanta Cruz, en el sector de la estancia La Marina,chacra Los Plateados y puesto La Paloma, situadoen el borde norte de la Hoja Puerto Coig (Luna, 1979;Carrizo, 2002).

En esa zona esa empresa realizó un total de seissondeos, de los cuales sólo uno de ellos (RSC 1) seencuentra inmediatamente al norte de la Hoja.

También en esta oportunidad se investigó la For-mación Río Leona, unidad de 58 a 67 m de espesorformada por arcilitas y areniscas, en la que se de-tectaron tres niveles carbonosos (dos de ellos de granextensión areal) integrados por pequeños niveles decarbón pero sobre todo por bancos de carbones ar-cillosos y arcillas carbonosas, con intercalaciones dematerial estéril. Los paquetes carbonosos son subho-rizontales y tienen espesores de interés que varíanentre 2,00 y 6,20 m para el nivel 2, y entre 1,80 y4,60 m para el nivel 3.

El mineral también es clasificado como lignitode pobre calidad, ya que tiene elevados tenores decenizas y relativamente altos de humedad; su podercalórico promedio es de 2130 Kcal por kilogramo.Los mantos carbonosos están a una profundidadmedia de 467 m, variando entre 385 m y 609 metros.

Luna (1979) determinó reservas del orden delas 2350 x 106 t y unos 5.000.000 x 106 megacalorías,


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en un área de 180 kilómetros cuadrados. Dentro delas reservas, se reconocen 30 x 106 t de carbón, 508x 106 t de carbón arcilloso, y 1807 millones de tone-ladas de arcilla carbonosa.

6.3. PETRÓLEO Y GAS

En este capítulo, las características generales yla geología del petróleo de la Cuenca Austral fuerontomadas de Pichersky (en Panza et al., 2010).

La Cuenca Austral, también denominada Cuen-ca de Magallanes o Magallánica, se desarrolla en elextremo sur del continente ame-ricano, próxima al margen su-doccidental de la placa Sudame-ricana. Sus límites son, al nortey nordeste, el Macizo del De-seado, al este la Dorsal de RíoChico-Arco de Dungeness quela separa de la Cuenca de Mal-vinas, mientras que los límitesoccidental y austral son los An-des Patagónico-Fueguinos.

Abarca gran parte de la pro-vincia de Santa Cruz, la provin-cia chilena de Magallanes, lazona oriental del estrecho delmismo nombre, la isla Grande dela Tierra del Fuego y una por-ción de la plataforma continen-tal argentina lindante al este delas mismas (Fig. 42).

De una superficie total de230.000 km2, aproximadamenteun 85% de esta área se desa-rrolla en territorio argentino.

La columna sedimentaria al-canza un espesor de 8000 m yestá constituida principalmentepor rocas clásticas, ya que sonmuy delgados los espesores desedimentitas carbonáticas.

La Cuenca Austral desde1949 aporta a la producción dehidrocarburos del país con elpozo Río Chico x-1 en Tierra delFuego, y en el ámbito de lasHojas Puerto Coig y PuertoSanta Cruz, el yacimiento Cam-po Bola fue el primer descubri-miento, ya que data de enero de1967.

Figura 42. Situación de la Cuenca Austral, regiones morfoestructurales enque se subdivide y ubicación de las Hojas Puerto Coig y Puerto Santa Cruz

(tomado de Pichersky, 2010; modificado de Nullo et al., 1999; Zilli et al., 2002;Peroni et al., 2002 y Rodríguez y Miller, 2005).

Un hito histórico en la comarca fue la perfora-ción efectuada por YPF, en 1937, de uno de los pri-meros sondeos exploratorios en búsqueda de hidro-carburos realizado en la Cuenca Austral, el pozo SantaCruz 1 (YPF SC-1) situado a unos 8 km del hoydesaparecido poblado de Puerto Coig. Este pozo al-canzó una profundidad de 1103 mbbp.

Marco geotectónico

La historia de la Cuenca Austral (véase cuadro2) está relacionada con tres episodios principales: la


El resumen siguiente de los seis ciclos tectóni-co-sedimentarios reconocidos por dichos autores, ba-sado en la síntesis de Rodríguez y Miller (2005) y deRodríguez et al. (2008), hace énfasis en los reser-vorios de hidrocarburos y las posibles rocas madre(Pichersky, 2010).

Ciclo 1. Está integrado por los depósitos de rift, in-cluyendo a la llamada Serie Tobífera o Comple-jo El Quemado y a los depósitos transgresivosdel oeste de la cuenca. Los depósitos quecolmataron los hemigrábenes integran el hemi-ciclo regresivo.Durante este ciclo se depositaron algunas rocasmadre lacustres que se relacionan con la SerieTobífera y otras marinas de plataforma.Los reservorios probados lo constituyen principal-mente la Formación Springhill en sus secuencias flu-viales más antiguas (secuencia Hidra en el offshore)y los depósitos volcaniclásticos de la Serie Tobífera,tanto con porosidad primaria como secundaria.

Cuadro 2. Cuadro estratigráfico de la Cuenca Austral (tomado de Pichersky, 2010; modificado de Robbiano et al.,1996; Nullo et al., 1999; Argüello et al., 2005; Rodríguez y Miller, 2005 y Rodríguez et al., 2008).

etapa de rift, asociada a la fragmentación delsuper-continente de Gondwana en el Jurásico medioy superior, la de subsidencia térmica post rift (sag) yla etapa de antepaís - cuenca de foreland, con variasfases de formación de distintas cuencas de antepaísdebidas a la acción de los movimientos de los ciclosPatagonídico (en el Cretácico) y Ándico, en el Ceno-zoico (Robbiano et al., 1996; Zilli et al., 2002; Rodrí-guez y Miller, 2005; Rodríguez et al., 2008).

La evolución y desarrollo de la cuenca es conse-cuencia de la interacción entre las placas Sudameri-cana y Antártica. La subsidencia de la misma comen-zó por el sur en el Jurásico superior y continuó duran-te todo el Cretácico y Cenozoico hasta el Plioceno.

Ciclos sedimentarios, reservorios y rocasgeneradoras asociadas

El relleno sedimentario de la Cuenca Austral fuesubdividido por Arbe (1987, 1989, 2002) y posterior-mente por Robbiano et al. (1996).


Se le asigna a este ciclo una edad que va desdeel Oxfordiano-Kimmeridgiano al Berriasiano(Rodríguez y Miller, 2005).

Ciclo 2. El hemiciclo transgresivo está constituidopor las fases transgresivas que integran el parreservorio - roca madre clásico de la CuencaAustral: la Formación Springhill (en las secuen-cias Argo y Carina) y la Formación Río MayerInferior y sus equivalentes (Rodríguez y Miller,2005).El ciclo es asignado al Valanginiano tardío -Aptiano temprano (Robbiano et al., 1996).El hemiciclo regresivo está relacionado con sis-temas progradacionales deltaicos y fluviales quese desarrollaron en el noroeste de la cuenca, queestarían representados por las formaciones RíoBelgrano y Río Tarde.

Ciclo 3. Caracteriza a este ciclo la impronta dejadapor los movimientos Patagonídicos, que son losformadores de la primera cuenca de antepaísdesarrollada en el norte de la Cuenca Austral.Aquí el hemiciclo transgresivo está asociado alas facies deltaicas y de plataforma, representa-das por las formaciones Arroyo Potrancas y RíoMayer (Miembro Superior), mientras que el he-miciclo regresivo estaría representado por se-cuencias deltaicas correspondientes a las for-maciones Kachaike y Piedra Clavada y por lasturbiditas de la Formación Cerro Toro.A este ciclo se asocian los reservorios compro-bados de la Formación Piedra Clavada, los po-tenciales de la Formación Cerro Toro y las ro-cas madre de hidrocarburos presentes en elMiembro Superior de la Formación Río Mayer(Margas Verdes, Palermo Aike Medio y equiva-lentes).Su edad sería aptiana inferior a albiana superior(Robbiano et al., 1996).

Ciclo 4. El hemiciclo transgresivo está representa-do por las formaciones Mata Amarilla y CerroToro (Miembro Superior) en facies de platafor-ma y de talud.Están presentes potenciales reservorios y rocamadre en los depósitos de plataforma interna per-tenecientes a la Formación Mata Amarilla (Ro-dríguez y Miller, 2005).Su correspondiente hemiciclo regresivo está cons-tituido por los depósitos del Grupo Anita, los queincluyen facies fluviales, deltaicas, marino–mar-

ginales y de talud en el sector oeste, progradandohacia la cuenca. En el sector oriental de la cuencase hallan los depósitos de las formaciones Pa-lermo Aike Superior y Magallanes (MiembroInferior), las que se presentan en facies de pla-taforma.A este hemiciclo se vinculan reservorios produc-tivos en los yacimientos Puesto Peter y MaríaInés. Los análisis realizados hasta ahora indica-rían que las facies pelíticas presentan poco po-tencial como rocas generadoras.La edad del Ciclo 4 estaría comprendida entreel Turoniano inferior y el Maastrichtiano(Robbiano et al., 1996).

Ciclo 5. Este ciclo se desarrolló entre el Paleocenoy el Oligoceno inferior. El hemiciclo transgresi-vo está constituido por la Formación CerroDorotea y por la sección inferior de la Forma-ción Río Turbio en el oeste de la cuenca, mien-tras que en la faja plegada fueguina serían equi-valentes a la formaciones Agua Fresca y Balle-na Inferior en Chile y a la Formación Punta Tor-cida en la Argentina (Rodríguez y Miller, 2005).Todas estarían relacionadas a la Fase Incaicadel Ciclo Ándico.Este hemiciclo presenta reservorios probados ypotenciales. Entre los primeros está la unidadinformal M1 productora de gas en el yacimientoCampo Boleadoras. Estudios realizados en Tie-rra del Fuego muestran que sus rocas pelíticasposeen escasa potencialidad como rocasgeneradoras.El par regresivo está compuesto por las forma-ciones Man Aike, Río Turbio y la sección infe-rior de la Formación Río Leona en el oeste ynorte de la cuenca, así como los miembros Ba-llena Medio y Superior en la faja plegada en te-rritorio chileno, alcanzando los depósitos de lasformaciones Boquerón y Loreto (Rodríguez yMiller, 2005).Presentan numerosos reservorios potenciales,mientras que los niveles carbonosos relaciona-dos con facies de planicie deltaica tendrían altaprobabilidad de haber generado gas e hidrocar-buros livianos (Robbiano et al., 1996).

Ciclo 6. Ocurre durante el Paleógeno superior -Neógeno y sus depósitos se apoyan en discor-dancia angular sobre el Paleógeno inferior. Du-rante este período se crearon 13 km de relieveestructural medidos entre el basamento de la cor-


dillera Darwin y el de la faja plegada y corrida(Kraemer, 2003; Rodríguez y Miller, 2005).En el oeste el ciclo se inicia con los depósitos dela Formación Río Guillermo, la sección superiorde la Formación Río Leona y la Formación Cen-tinela, correlacionables en territorio chileno conel Grupo Bahía Inútil y con la unidad GlauconíticoA en Tierra del Fuego. El hemiciclo regresivoestá constituido por los depósitos continentalesde la Formación Santa Cruz en el norte y estede la cuenca, mientras que en Tierra del Fuegose sedimentaron facies marinas de plataforma,talud y cuenca (Margosa Superior y ArenosaSuperior).

Historia de la actividad de la industria delpetróleo en la Cuenca Austral

La cronología de la exploración y el desarrollode los hidrocarburos en la Cuenca Austral estuvie-ron siempre asociados, a lo largo de la historia, alámbito geográfico y a la evolución tecnológica delas herramientas de búsqueda y desarrollo.

Así, es posible considerar un conjunto de etapasen la actividad industrial petrolera, que comenzó conel área de plataforma estable en el territorio conti-nental. Luego continuó la etapa también de la plata-forma estable pero desarrollada en el sector costaafuera (offshore) de la cuenca, y por último unatercera etapa vinculada a la exploración en el taludy en la zona de cuenca profunda, la cual está enpleno desarrollo en la actualidad (Zilli et al., 2002;Peroni et al., 2002; Pichersky, 2010)).

Plataforma estable (onshore)

La plataforma estable onshore abarca una fajade 600 km de largo por 150 km de ancho adosada allitoral marítimo de las provincias de Santa Cruz yTierra del Fuego. Esta área es más accesible a laperforación debido a la posición somera de la For-mación Springhill, que se encuentra entre 1200 y 1800m de profundidad. Esto posibilitó los primeros y prin-cipales descubrimientos en ambas provincias.

A pesar de ser la más madura desde el punto devista de la exploración y el desarrollo, la región aúnaporta un importante volumen de producción y esdonde se localiza una considerable porción de lasreservas remanentes.

Los yacimientos ubicados en las Hojas PuertoCoig y Puerto Santa Cruz corresponden en su tota-lidad a esta área.

Plataforma estable (offshore)

En la segunda etapa de perforación se trabajóen el sector costa afuera que cubre el litoral maríti-mo desde la zona costanera hasta el Alto deDungeness en la Argentina y parte del estrecho deMagallanes. Se inició en aquellos yacimientos cer-canos a la costa y con evidencias de continuidadfísica hacia el mar, gracias al avance de los métodosde perforación direccional.

En el caso de la provincia de Santa Cruz, se handescubierto los yacimientos Faro Vírgenes y Océa-no, mientras que en Tierra del Fuego se tienen Ca-ñadón Alfa, Las Violetas, San Sebastián y CaboNombre. En el sector chileno adyacente se mencio-nan los yacimientos Dungeness, Daniel, Daniel Estey Posesión, todos en aguas del estrecho deMagallanes.

Posteriormente, mediante la utilización de tec-nología offshore de jack up y plataformas, la em-presa Nacional de Petróleo de Chile (ENAP) reali-zó descubrimientos y desarrollos en el sector delestrecho de Magallanes.

A fines de la década de los años 70, YacimientosPetrolíferos Fiscales perforó con la plataformasemisumergible General Mosconi. Así, con el pozoEl Ciclón, situado frente a las costas de Tierra delFuego, se inició una intensa y prolongada campañaexploratoria llevada a cabo por varias empresas. Lamisma concluyó con descubrimientos importantescomo los yacimientos Carina, Fénix y Vega-Pléyadede la empresa Total Austral frente al sector norte dela isla Grande de Tierra del Fuego, y el yacimientoMagallanes (Shell) en la desembocadura del estre-cho de Magallanes en el océano Atlántico.

Talud y sector profundo de la cuenca

Es en la provincia de Santa Cruz, en cercaníasde La Esperanza, donde YPF realizó en 1950 unaperforación inconclusa (el pozo SC-3) como primerpozo en el ámbito de talud de la cuenca. A pesar deencontrarse indicios de gas en el Terciario, se des-estimaron los datos por no haberse alcanzado el playmotivo de la perforación (la Formación Springhill) yse le restó importancia ya que el objetivo buscadoera el descubrimiento de petróleo.

Entre 1972 y 1974, Yacimientos Petrolíferos Fis-cales y Amoco reiniciaron la exploración en el sec-tor más profundo de la cuenca. En esta oportunidadse perforaron siete pozos de alto riesgo de más de4000 m de profundidad, con el hallazgo de abundan-


tes manifestaciones de hidrocarburos principalmen-te gaseosos (Zilli et al., 2002).

Posteriormente, YPF, después de trabajos sís-micos regionales, perforó entre los años 1982 y 1985otros siete pozos exploratorios entre 2900 y 3200 mde profundidad con el objetivo de investigar el «playSpringhill» en esta región inexplorada. Se documen-tó la existencia de acumulaciones de gas en nivelesareniscosos de la Formación Magallanes (Cretácicosuperior-Terciario inferior) y se concretó el primerdescubrimiento comercial en estos niveles, conoci-dos en la actualidad como «play Magallanes».

También se pudieron documentar excelentesreservorios en la Formación Springhill, lo que, suma-do a las buenas condiciones de generación de laFormación Palermo Aike, llevó a profundizar la in-vestigación en la región.

De esta manera, en la década del 90 se concretóuna agresiva campaña de perforación que culminócon los descubrimientos de una nueva región petrole-ra. Entre los yacimientos más importantes vinculadoscon la Formación Springhill se encuentran CampoBoleadoras, Campo Indio, La Porfiada, An Aike -Barda Las Vegas, y otros aún en etapa de evalua-ción. Relacionados con la Formación Magallanes In-ferior, se destacan los descubrimientos de CampoBoleadoras, María Inés, María Inés Oeste, PuestoPeter y Barda Las Vegas (Peroni et al., 2002).

Sistemas petroleros

Sistema petrolero es un concepto que integra loselementos y procesos geológicos necesarios para lageneración y acumulación de hidrocarburos. Entrelos primeros participan, fundamentalmente, la rocamadre, la sobrecarga, la roca reservorio, el sello y lavía migratoria. En cuanto a los procesos, ellos son laformación de la trampa, la generación de hidrocar-buros y la migración, acumulación y preservaciónde los mismos (Pichersky, 2010).

Todo ello, así como la relación con el tiempogeológico, se bosqueja en cartas de eventos, comola de la figura 43, que define al sistema petroleroInoceramus Inferior - Springhill.

En la Cuenca Austral se han reconocido seis sis-temas petroleros. Los más conocidos, y ordenadospor su importancia (Rodríguez y Miller, 2005; Rodrí-guez et al., 2008) son:

a. Inoceramus Inferior/Río Mayer Inferior –Springhill (!)

b. Margas Verdes/Río Mayer Superior -Magallanes Inferior (!)

c. Tobífera - Tobífera/SpringhillEn cambio, los otros tres sistemas son hipotéti-

cos (Rodríguez et al., 2008), a saber:*Springhill - Springhill*Palermo Aike Medio - Magallanes Inferior

Figura 43. Carta de eventos para el sistema petrolero Inoceramus Inferior - Springhill. Reservorios: T: SerieTobífera; S: Fm. Springhill; PC: Fm. Piedra Clavada; CT: Fm. Cerro Toro y MI: Fm. Magallanes (tomado de

Rodríguez y Miller, 2005).


*Magallanes Superior - MagallanesLas características principales de cada uno de

los tres sistemas más importantes se brindan segui-damente siguiendo a Pichersky (2010).

a. Inoceramus Inferior/Río Mayer inferior –Springhill (!)

Este sistema petrolero es el más importante ymás conocido, fue el primero en conocerse ya des-de los años 40, y es el que aporta la mayor parte dela producción y reservas de hidrocarburos de la cuen-ca, sobre todo en el sector de la plataforma.

Características de este sistema petrolero

Roca generadora: son las lutitas negras mari-nas de la Formación Inoceramus Inferior, tambiénconocida en superficie como Formación Río Mayer(inferior) y en subsuelo como Formación PalermoAike Inferior. Se trata de la sección con mayor po-tencial como roca madre de hidrocarburos en laCuenca Austral. Contienen carbono orgánico total(COT) entre 0,6% a 2%, y los querógenos son detipo II a III, ocasionalmente III y IV (Pittion yGouadain, 1992; Pittion y Arbe, 1999). El espesor esde 50 a 150 m en el sur de la cuenca.

Reservorios: las areniscas de la FormaciónSpringhill son el principal reservorio, mientras que,de menor importancia, son los reservorios de las for-maciones Magallanes Inferior, Piedra Clavada y dela Serie Tobífera.

La extensión y continuidad de la roca madre, asícomo su grado de madurez, permite estimar quepueda cargar otros reservorios cretácicos, como laFormación Mata Amarilla y el Grupo Anita.

Roca sello: tanto la Formación Springhill comola Serie Tobífera tienen como sello a las espesassecuencias pelíticas de la Formación Palermo Aikey su equivalente en Tierra del Fuego, la FormaciónPampa Rincón, y también actúan como sello las mis-mas pelitas de la Formación Springhill. El sello de laFormación Magallanes Inferior son pelitas interca-ladas de la misma unidad.

Trampas: en la Serie Tobífera son generalmen-te bloques levantados o altos antiguos con cierre enlas cuatro direcciones, los que en muchos casos su-frieron meteorización y erosión.

En la Formación Springhill se reconocen tram-pas estructurales, estratigráficas y combinadas. Lasprimeras suelen ser altos con cierre en cuatro direc-ciones o en tres direcciones con falla. Las trampas

estratigráficas y combinadas son por lo general acu-ñamientos o cambios de facies de la FormaciónSpringhill hacia los altos de la Serie Tobífera. Escomún que la Formación Springhill esté ausente enzonas de altos estructurales antiguos, los llamados«altos pelados», y en general los mayores espesoresestán relacionados con los depocentros de los hemi-grábenes de la Serie Tobífera.

Tanto las areniscas de la Formación Piedra Cla-vada como las de plataforma de la FormaciónMagallanes pueden también formar trampas estruc-turales, estratigráficas y combinadas, pero en gene-ral son entrampamientos sutiles. Las trampas estruc-turales son suaves, y en general están asociadas amáximos de la Serie Tobífera. Otros altos sutilespueden estar vinculados a la deformación andina delCenozoico, la que generó anticlinales suaves. Por suparte, las fallas reactivadas en general son de pocorechazo y sólo pueden permitir el desarrollo de tram-pas pequeñas. En el caso de las trampas estra-tigráficas y combinadas, se considera que puedenparticipar truncaciones, acuñamientos y cambios defacies (Rodríguez y Miller, 2005).

Generación - migración - acumulación: seestima por estudios de modelado de la cuenca que elinicio de la generación de hidrocarburos desde laFormación Inoceramus Inferior ocurrió durante elCretácico superior en el centro de la cuenca. Estosprocesos se extendieron arealmente a medida quela sobrecarga se incrementaba, alcanzando duranteel Cenozoico la zona intermedia. La generación seextiende hasta tiempos recientes.

La ventana de petróleo está ubicada en la parteinterna de la zona intermedia, mientras que hacia elcentro de la cuenca se desarrolla la ventana de gashúmedo y seco. Por su parte, la plataforma está fuerade la zona madura (Fig. 44).

La migración hacia los reservorios de la Forma-ción Springhill y de la Serie Tobífera ocurrió por con-tacto lateral, mientras que los restantes reservorios,cretácicos y terciarios, fueron cargados por migra-ción vertical por fallas o sistemas de fallas sub-verticales (Rodríguez y Miller, 2005).

b. Margas Verdes/Río Mayer Superior -Magallanes Inferior (!)

Este sistema petrolero fue identificado en la pro-vincia de Santa Cruz y está considerado como unsistema «emergente» (Zilli et al., 2002; Peroni etal., 2002), que se suma al sistema petrolero tradicio-nal Inoceramus Inferior - Springhill.


Figura 44. Madurez de roca madre en la Cuenca Austral (tomado de Pichersky, 2010, modificado de Zilli et al.,2002 y Peroni et al., 2002).

María Inés, María Inés Oeste, Puesto Peter, Bar-da Las Vegas y Campo Boleadoras son yacimientosde petróleo y gas o de gas y condensado en explota-ción ajustados a este sistema petrolero (Cagnolatti yMiller, 2002). Todos están fuera de las Hojas aquíen estudio.

c. Tobífera - Tobífera/Springhill

Este sistema (Rodríguez y Miller, 2005) estácompuesto por arcilitas lacustres generadoras, quese intercalan en la sección inferior de la Serie Tobí-fera, las cuales podrían aportar a dos tipos de reser-vorios distintos (Peroni et al., 2002): 1) Reservoriosde la Serie Tobífera con porosidad primaria a partirde procesos volcánicos y secundaria por fracturacióntectónica (Hinterwimmer, 2002), y 2) los reservo-

rios tradicionales de la Formación Springhill carga-dos a través de fracturas.

Tampoco se encuentran yacimientos represen-tativos de este sistema petrolero en las Hojas Puer-to coig y Puerto Santa Cruz.

Ciclos marinos productivos de la Forma-ción Springhill

En el sector productivo continental e insular (ons-hore) de la cuenca, la Formación Springhill se puededividir en tres ciclos marinos transgresivos, definidospor su evolución estratigráfica y por la edad correspon-diente a cada uno de ellos. Los mismos están definidosen el cuadro 3, mientras que su distribución espacial seobserva en la figura 45 (ambos tomados de Pichersky,2010, modificados de Pedrazzini y Cagnolatti, 2002).

Ciclo Yacimientos

principales Edad

Ubicación geográfica

Estancia

La Maggie

Ea. La Maggie, Ototel Aike, Laguna Los Capones,

Campo Bola, Cañadón Salto Hauteriviano-

Aptiano? Santa Cruz

Chimen Aike

Chimen Aike,

Río Chico,

Del Mosquito

Valanginiano

superior Santa Cruz

Boleadoras-Cóndor - Alfa

(BCA)

La Porfiada, Campo Boleadoras, Cóndor - Cerro Redondo, Faro Vírgenes.

Cañadón Alfa, Cañadón Piedra, San Sebastián, La Sara

Valanginiano

inferior

Santa Cruz

Tierra del Fuego

Cuadro 3. Ciclos marinos productivos de la Formación Springhill.


En general cada ciclo tiene una evolución simi-lar, con un perfil transgresivo, que se inicia con unasección de facies de transición fluvio estuarinas, lue-go una sección de lagoon o planicie costera evolu-cionando a una sección marina siliciclástica con do-minio de barras y tempestitas desarrolladas en unambiente marino de poca profundidad (shallowsiliciclastic sea).

Cada ciclo culmina con un último pulso marino,el cual marca el ahogamiento del sistema con faciesde shoreface y playa, que están caracterizadas porabundantes bioclastos que llegan a constituirlumachelas o grainstones bioclásticos, como en losyacimientos Campo Bola, Cañadón Salto, Del Mos-quito y Cañadón Piedra (Fig. 46).

Las areniscas generadas en estos ambientes sedepositaron adosadas a los altos pelados de mayorrelieve para cada ciclo, indicando condiciones de bajatasa de sedimentación, mar abierto y buena circula-ción de agua.

En las secciones fluvio-estuarina y marina silici-clástica se encuentran los reservorios productivosde la mayoría de los yacimientos del onshore de lacuenca (Pedrazzini y Cagnolatti, 2002).

a. Ciclo Boleadoras – Cóndor – Alfa (BCA)

El Ciclo BCA se desarrolla en una amplia fajaelongada en dirección NNO-SSE que abarca el nor-te de la provincia de Tierra del Fuego hasta la latituddel río Grande, mientras que en Santa Cruz com-prende los yacimientos más australes (Faro Vírge-nes, El Cóndor y Cerro Redondo, situados en lasHojas Monte Aymond y Monte Dinero) y algunosyacimientos de la zona «intermedia» al sur del ríoSanta Cruz, como Campo Boleadoras, Campo Indioy La Porfiada. No hay yacimientos asignados a esteciclo sedimentario en la Hoja Puerto Coig.

Infrayace a la secuencia pelítica conocida comoInoceramus Inferior (o sus equivalentes como laFormación Pampa Rincón en Tierra del Fuego y laFormación Palermo Aike Inferior en el oeste de laprovincia de Santa Cruz), y su edad está asignada alValanginiano inferior.

En su evolución sedimentaria, reconocida sobretodo en Tierra del Fuego, se han identificado tressecciones: una inferior con desarrollo de facies flu-viales y litorales tipo canales estuarinos, cuya locali-dad tipo son los yacimientos al sur de la bahía deSan Sebastián. Sigue una segunda sección, sili-ciclástica, litoral y marina, con dominio de mareas,cuya localidad tipo está en los yacimientos San Se-

bastián, Cañadón Piedra y Cañadón Alfa. Finalmen-te, culmina con la sección «cuspidal», que indica lamáxima expansión de este ciclo con el desarrollo deeste tercer evento marino transgresivo, caracteriza-do por la sedimentación de un grainstone bioclásticoen ambiente de playa rodeando a los «altos pelados»en los yacimientos al norte de la bahía de San Se-bastián (Pichersky, 2010).

En el extremo noroeste de la provincia de SantaCruz se encuentran algunos yacimientos que fuerondescubiertos en su mayoría en la década del 90.

En éstos, la sección inferior se desarrolla en for-ma parcial con litologías que indican una transiciónentre la Serie Tobífera y la Formación Springhill. Lasfacies sedimentarias estudiadas son indicativas deambientes fluviales de transición, costeros, con de-sarrollo de canales y llanuras de mareas.

Este ciclo adquiere, en algunas localidades eneste sector, espesores considerables (más de 100m) y, si bien se observan zonas donde las condicio-nes petrofísicas son deficientes para la producciónde hidrocarburos, no se encuentran en estos yaci-mientos «altos pelados», con la consiguiente conti-nuidad del reservorio en toda la extensión de las es-tructuras perforadas (Pichersky, 2010).

El límite hacia el este de este ciclo en la provinciade Santa Cruz está marcado por un quiebre estructu-ral, el cual da lugar, pendiente arriba, al ciclo transgre-sivo siguiente, que se denomina Chimen Aike.

b. Ciclo Chimen Aike

La edad de este ciclo está acotada entre elValanginiano inferior del ciclo BCA y el Hauterivianodel ciclo La Maggie, y se corresponde con el tramomedio del Inoceramus Inferior (Formación PalermoAike Inferior).

Se caracteriza por su fuerte tendencia trans-gresiva desarrollando cuerpos marinos en un arre-glo netamente retrogradante (Pedrazzini y Cagnolatti,2002). En la zona de El Boliche, Chimen Aike y PuntaLoyola, al sur de la comarca, se puede observar laevolución retrogradante, hallándose más de unpaleovalle relleno con facies fluviales. La culmina-ción de este ciclo podría estar indicada por lascalcarenitas que se encuentran en el yacimiento DelMosquito (Pedrazzini y Cagnolatti, 2002).

c. Ciclo Estancia La Maggie

Este ciclo está asignado al Valanginiano supe-rior - Hauteriviano, y se caracteriza por desarrollar


Figura 45. Distribución regional de los tres ciclos marinos reconocidos en la Formación Springhill (tomado dePichersky, 2010, modificado de Pedrazzini y Cagnolatti, 2002).

Figura 46. Modelo estratigráfico de la Formación Springhill (tomado de Pichersky, 2010, modificado de Pedrazziniy Cagnolatti, 2002 y de Rodríguez et al., 2008).


en la base sistemas canalizados rellenos por faciesfluviales y estuarinas que poseen rumbo general nor-te-sur, fuertemente controlados por algunos altospaleogeográficos (Pedrazzini y Cagnolatti, 2002).

Por encima se depositó una sección marina am-pliamente extendida, que se puede subdividir en doscuerpos de areniscas, el superior productivo en loscampos de Estancia La Maggie, Ototel Aike y La-guna Los Capones.

Este ciclo tiene su punto culminante en el yaci-miento Campo Bola, donde se desarrollan facies decalcarenitas que indican el fin del mismo.

Todos los yacimientos anteriormente menciona-dos se encuentran en el ámbito de las Hoja PuertoCoig.

Ejemplos de yacimientos de las Hojas5169-I, Puerto Coig y 5169-II, Puerto San-ta Cruz

Los yacimientos conocidos en la comarca (Fig.47) están ubicados en la Hoja Puerto Coig. En laHoja Puerto Santa Cruz no se ha identificado a lafecha ninguna acumulación de hidrocarburos, ya que

la misma se encuentra en el área de la plataformanorte de la Cuenca Austral o directamente en el Altodel Río Chico, y por lo tanto no ha sido prácticamen-te objeto de actividad exploratoria.

Se han reconocido algunos yacimientos produc-tivos en la Serie Tobífera en tanto los restantes es-tán en la Formación Springhill.

1. Reservorios en la Serie Tobífera

La Serie Tobífera comprende un conjunto derocas volcánicas lávicas riolíticas e ignimbritas deigual composición y, en menor proporción, tobas ytufitas, de edad jurásica media a superior y genera-das durante la etapa de rift de la Cuenca Austral.Regionalmente, constituye un extenso plateau ig-nimbrítico de una gran complejidad litológica, com-puesto por espesas secuencias ignimbríticas, facieslávicas subordinadas y niveles piroclásticos interca-lados (Fig. 48).

La Formación Tobífera, así definida por Thomas(1949), es el conjunto de rocas volcánicas y piro-clásticas que constituyen el basamento económicode la Cuenca Austral. Ha sido reconocida con dis-

Figura 47. Yacimientos de petróleo, gas y condensado presentes en el ámbito de la Hoja 5169-I, Puerto Coig.


tintos nombres, como Formación Tobífera (Thomas,1949) o Serie Tobífera (Gust et al., 1985) en la in-dustria petrolera en la Argentina y Chile, como For-mación o Complejo El Quemado (Feruglio, en FossaMancini et al., 1938; Riccardi, 1971) en Santa Cruz,y como Formación Lemaire en Tierra del Fuego.

Durante muchos años de exploración de la cuen-ca, estas rocas fueron únicamente el basamento téc-nico, en el que se perforaban algunos metros comopara constatar la presencia de la unidad y para darcámara suficiente para la herramienta de perfilajeeléctrico y así poder tener un registro completo de laFormación Springhill (Hinterwimmer, 2002).

La presencia de algunas manifestaciones, tales comorastros de petróleo y detección de gas, fueron confirma-das posteriormente con la producción de hidrocarburosen los niveles superiores de la Serie Tobífera.

Estos hallazgos fueron analizados entonces conmayor atención, llegando a la conclusión de que lacapacidad de la roca reservorio se debía al fractu-ramiento de las vulcanitas (observaciones hechas entestigos corona) o bien a algún proceso de altera-ción o meteorización de las mismas. En este últimocaso se advirtió la presencia de alvéolos y/o vesícu-las, desarrolladas en el techo de la formación, en losdenominados «altos pelados» donde no se depositóla Formación Springhill.

Sin embargo, la distribución aleatoriade esta mineralización desalentó la in-vestigación de estos niveles, los que que-daron como objetivo secundario.

Posteriormente, a partir de 1998, laempresa Petrolera Argentina San Jor-ge realizó estudios geológicos ypetrofísicos en la Serie Tobífera en va-rios yacimientos, observando fundamen-talmente el desarrollo de las condicio-nes primarias de porosidad y permeabi-lidad generadas por los procesos volcá-nicos originarios (Hinterwimmer, 2002).

Se han reconocido dos tipos princi-pales de reservorios, localizados en prin-cipio en los 20 a 30 m superiores de laSerie Tobífera, si bien el conocimientode esta unidad volcaniclástica comoreservorio es aún bastante parcial y re-ducido a unos pocos yacimientos (Zilliet al., 2002; Hinterwimmer, 2002). Ellosson:1- Reservorios secundarios porfracturación tectónica, como por ejem-plo los yacimientos de Punta Loyola,

Océano Norte y Cerro Norte Oeste, situados alsur de la Hoja Puerto Coig, y

2- Reservorios de origen primario a partir de proce-sos volcánicos de emplazamiento y de enfriamientopost emplazamiento. Ejemplo de este tipo son losyacimientos Campo Bremen y Estancia Dos La-gunas, los que se describen a continuación.

Yacimiento Campo Bremen

Este yacimiento se ubica a 150 km al norte deRío Gallegos y fue descubierto por YPF en 1984,principalmente como productor de gas. Inicialmen-te, el gas se obtenía de la Formación Springhill, laque se encuentra en los bordes de la estructura de-bido al control paleogeográfico ejercido por la SerieTobífera.

La estructura del yacimiento Campo Bremenconsiste en un anticlinal de rumbo NO-SE con bor-de fallado al nordeste, donde la Formación Springhillse depositó en forma periférica (Hinterwimmer,2002).

La Serie Tobífera está formada por ignimbritasmacizas con abundantes clastos pumíceos de hasta3 cm, a los que se asocian vitroclastos, cristaloclas-tos de cuarzo y de feldespato, y escasos litoclastos.Los espesores de los mantos son de 100 a 300 m,

Figura 48. Afloramientos de la Serie Tobífera en la Cuenca Austral ysus equivalentes en el Macizo del Deseado (Formación o ComplejoChon Aike) y en el Macizo Nordpatagónico (Formación Marifil). Modifi-

cado de Hinterwimmer (2002).


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con composición homogénea, y se observan varia-ciones en el grado de soldamiento de las ignimbritas.

Los reservorios mejores corresponden a las sec-ciones de ignimbritas no soldadas (en cuerpos de 15a 30 m de espesor), en las que se preserva la poro-sidad original de los fragmentos pumíceos ademásde conductos de escape de gases (gas pipes). Esdecir, la porosidad es de tipo primaria volcánica.

Las ignimbritas soldadas representan intervalosno reservorio, ya que pierden casi totalmente la po-rosidad por aglutinación de las fiammes y por recris-talización del vidrio volcánico.

Es muy difícil la correlación de los distintos man-tos entre pozos, pero la información de presionescon ensayos RFT, permite afirmar que existe buenacomunicación entre ellos, a distancias del orden delos 1000 metros (Hinterwimmer, 2002).

La Serie Tobífera es el principal reservorio delyacimiento Campo Bremen.

Yacimiento Estancia Dos Lagunas

En este yacimiento, descubierto en 1999, elreservorio en la Serie Tobífera es también de origenprimario, o sea vinculado al proceso volcánico o aetapas inmediatamente posteriores a su emplazamien-to. Las rocas del reservorio están representadas porignimbritas, con porosidad primaria dada por los frag-mentos pumíceos y por el escaso grado de solda-miento; esta propiedad está incrementada por la pre-sencia de conductos de escape de gases (gas pipes)y por microfracturas de origen hidráulico.

El entrampamiento se encuentra asociado a «altospelados» que han perdurado como estructuras positi-vas durante los eventos de reactivación posteriores.

La mineralización, fundamentalmente gasífera,es también compartida con la Formación Springhill,aunque el yacimiento produce casi exclusivamentede la Serie Tobífera, a través de 8 pozos.

2. Reservorios de la Formación Springhill

Yacimiento Estancia La Maggie

Este yacimiento de petróleo con un pequeñocasquete gasífero fue descubierto en 1988. Estáubicado en el sector de plataforma y tiene un totalde 39 pozos perforados, con una profundidad mediade 1550 m (Argüello et al., 2005).

La unidad reservorio es la Formación Springhillen su miembro marino, y corresponde al ciclo depo-sitacional Estancia La Maggie. Este ciclo está ca-

racterizado por desarrollar en la base sistemas ca-nalizados rellenos por facies fluviales y estuarinas,que conforman un paleovalle de rumbo general nor-te-sur, fuertemente controlado por altos paleo-geográficos situados al este y al oeste del mismo.Esta sección se denomina Miembro Continental ypresenta sólo dos niveles de interés económico.

Sobre este miembro se deposita el Miembro Ma-rino, de forma mantiforme, constituido por depósitosde barras someras y de tempestitas y consideradocomo una sola unidad hidráulica con un único con-tacto agua-petróleo original (Argüello et al., 2005).

El Miembro Marino es el más importante y haacumulado el 80% de la producción del campo. Elespesor permeable de esta unidad promedia los 10metros. El Miembro Continental, por su parte, es deextensión más limitada y acumuló un 18% de la pro-ducción. También se encuentra mineralizada la Se-rie Tobífera jurásica, la cual es portadora de gas.Este gas, así como el agua producida, son inyecta-dos en forma secundaria para mantener la presióndel yacimiento (Zilli et al., 2002).

Desde el punto de vista estructural, el yacimien-to está ubicado en un anticlinal tipo drape de formairregular que está cruzado por fallas normales derumbo NNO-SSE, las que corresponden a la etapade rift de la cuenca y fueron reactivadas en el Cre-tácico y en el Cenozoico.

En cuanto al sistema de entrampamiento, es deltipo combinado estructural- estratigráfico, en el quela componente primaria del sistema es estructuralcon régimen de plegamiento. Por su parte, el siste-ma estratigráfico de la trampa es de régimen depo-sitacional. En este caso, los depósitos fluvio -estuarinos del Miembro Continental constituyen re-servorios aislados entre facies de sedimentos finos,mientras que los depósitos superiores marino some-ros del Miembro Marino se acuñan contra la SerieTobífera.

El sello de la trampa está dado por las pelitasmarinas de la Formación Palermo Aike Inferior; la-teralmente y en la base de los niveles reservorio, elsello está constituido por niveles impermeables ubi-cados dentro de la Serie Tobífera y por algunas in-tercalaciones pelíticas de la misma FormaciónSpringhill.

Yacimiento Campo Bola

Emplazado en el área de plataforma de la cuen-ca, se encuentra a 10 km al NNO del yacimiento Es-tancia La Maggie y a unos 200 km de la ciudad de


Río Gallegos. Fue descubierto en 1960 con el pozoCBx-1, descubridor de gas, pero fue abandonado por-que comercialmente no era viable en esos años suexplotación. Fue desarrollado entre 1966 y 1968, que-dando entonces sólo en actividad los pozos producto-res del pequeño halo de petróleo que se ubica al estedel yacimiento. En la actualidad, en cambio, producegas y condensado (Pedrazzini y Cagnolatti, 2002).

El reservorio está constituido por dos capas decalcarenitas marinas, que son parte de la secciónterminal del ciclo Estancia La Maggie de la For-mación Springhill, a la que se le atribuye una edadque podría alcanzar el Aptiano inferior. Los espe-sores de las capas de calcarenitas tienden a au-mentar hacia el oeste, lo que estaría posiblementerelacionado con el hundimiento de un hemigrabencon falla contra el «alto pelado» situado al oeste.El nivel superior de calcarenitas es el más impor-tante por ser el que produce hidrocarburos, y sesupone que está desvinculado hidráulicamente dela calcarenita inferior (Pedrazzini y Cagnolatti,2002).

Otros yacimientos

Entre otros yacimientos de petróleo y gas ubica-dos en estas Hojas, se puede mencionar a los cam-pos Ototel Aike, Laguna Los Capones y Laguna ElPalo, este último actualmente en desarrollo comoproductor de petróleo en la Serie Tobífera.

Conclusiones

Los yacimientos y descubrimientos de hidrocar-buros correspondientes a las Hojas Puerto Coig yPuerto Santa Cruz se encuentran en el sector deplataforma de la Cuenca Austral, en el onshore, ypertenecen al ciclo depositacional Estancia LaMaggie.

El sistema petrolero al que responden todos losyacimientos es el Inoceramus Inferior/Río MayerInferior – Springhill (!), mientras que los tipos deentrampamiento predominantes son el estructural yel estratigráfico, si bien es también frecuente el tipocombinado.

La Cuenca Austral aporta a la producción dehidrocarburos del país desde el año 1949, y en laactualidad contribuye con un 6% del petróleo y un18% del gas a la producción total del país. La parti-cipación porcentual de reservas de petróleo es deun 5% y para el gas de un 24%, ambas calculadas alaño 2003.

El hidrocarburo descubierto en el sector investi-gado (sólo un tercio de la cuenca) se estima en 4900MMBOE (millones de barriles equivalentes de pe-tróleo crudo) lo que permite clasificarla en una cuenca«rica a muy rica» (según el rango de 1000 a 10.000ton hcs/km2) y alienta a continuar su exploración(Rodríguez y Miller, 2005).

La Cuenca Austral desde el punto de vistaexploratorio, sólo puede ser considerada «madura»en el tercio investigado y para el reservorio clásicode la Formación Springhill. Los demás reservoriospotenciales y parcialmente probados (Serie Tobífe-ra y Formación Magallanes) apenas alcanzarían unestadio inicial de madurez exploratoria (Rodríguez yMiller, 2005).

Al lector interesado en obtener información dedatos estadísticos, históricos y de producción de losyacimientos de hidrocarburos de la comarca, se acon-seja consultar en Internet la página de la Secretaríade Energía de la Nación (www.energia.gov.ar).

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Existen en la Hoja varios sitios de interés geoló-gico que pueden ser inventariados por su valor yrepresentatividad con el objeto de ser preservados,como así también para una posible utilización condiversos fines, de acuerdo con su importancia cien-tífica, didáctica e incluso turística. Algunos de estossitios fueron previamente mencionados en la sínte-sis de Ardolino et al. (2002).

El Parque Nacional Monte León

El Parque Nacional Monte León, el primer par-que marino continental de la Argentina, es uno delos sitios de interés geológico de mayor trascenden-cia dentro del ámbito de las Hojas, ya que protegeun sector de unos 40 km de costa patagónica carac-terizada por altos acantilados activos, continuamen-te afectados por la intensa acción del oleaje y lasmareas. Es el área protegida más reciente del país,ya que fue declarado como Parque Nacional por Leydel 20 de octubre de 2004.

Ha sido ampliamente detallado por Codignotto yErcolano (2006) y por Sacomani et al. (2008).

Es trascendente desde el punto de vista estra-tigráfico por ser el área tipo de los depósitos mari-nos de la Formación Monte León, ya conocidos des-de los trabajos pioneros de Darwin y de CarlosAmeghino. Es también de la mayor importancia


paleontológica, tanto por la gran cantidad de mega ymicrofósiles marinos coleccionados en las areniscasy pelitas de esa unidad, como por la fauna de mamí-feros continentales miocenos de la Formación SantaCruz, unidad que cubre a las sedimentitas marinas.Numerosas localidades clásicas para el estudio deesta megafauna se encuentran dentro del ParqueNacional, como cerro Monte León, monte Observa-ción, La Cueva, cañadón Jack y otras.

El sitio es de gran relevancia geomorfológica,tanto científica como didáctica, para el estudio delas geoformas y la evolución de un área costanerasometida a un régimen macromareal. La misma estácaracterizada por altos acantilados activos someti-dos a un continuo y sostenido proceso erosivo delmar, que ha generado un conjunto de islas de pare-des abruptas, cavernas y arcos que constituyen unpaisaje de notable belleza (Figs. 7, 8, 9, 13 y 23).

Completan el interés turístico del sitio una colo-nia de pingüinos de Magallanes y una lobería, asícomo una importante área de nidificación decormoranes en la isla Monte León, que ya era Re-serva Faunística de la Provincia de Santa Cruz (fotode tapa).

Rincón del Buque

Es una amplia entrada de la meseta constituidapor los depósitos fluviales continentales de la For-mación Santa Cruz y cubierta por las gravas del se-gundo nivel de agradación pedemontana.

Con forma de semicírculo, es llamada tambiénla Media Luna, y allí están expuestos muy buenosperfiles de la Formación Santa Cruz, con más de200 m de espesor, en los que se han coleccionadonumerosos restos de mamíferos fósiles ya desde lasprimeras exploraciones de Carlos Ameghino, por loque es un sitio de gran valor del punto de vista pa-leontológico (Figs. 5 y 16).

En la zona costanera se desarrollan amplias pla-taformas de abrasión marina integradas por las are-niscas y coquinas marinas de la Formación MonteLeón (Fig. 4). Playas marinas ascendidas, represen-tadas por tres cordones litorales de gravas, comple-tan el interés geomorfológico del sitio (Fig. 34).

La isla Pavón

El amplio valle del río Santa Cruz se caracterizapor la presencia de numerosas barras longitudinales,que se destacan como islas en varios lugares delvalle. De estas barras, la de mayor extensión es la

isla Pavón, que se encuentra en el tramo más infe-rior del valle, casi en la desembocadura del río SantaCruz en su estuario (ría) en inmediaciones de la lo-calidad de Comandante Luis Piedra Buena.

La isla Pavón es muy conocida ya que es atra-vesada por la ruta nacional 3 mediante un complejode puentes que cruzan el río Santa Cruz apoyandosus extremos en la isla.

Es fundamentalmente un sitio de gran valor his-tórico para la soberanía de la República Argentinaen la Patagonia, a raíz del establecimiento del insig-ne marino Luis Piedra Buena en la isla Pavón en elaño 1859. Desde su casa, donde siempre ondeó laenseña nacional, el marino reconoció el lago Argen-tino, estableció fructíferas relaciones con los habi-tantes originarios, los tehuelches, y rescató a nume-rosos náufragos con su propia embarcación.

En la actualidad existe en el lugar un modernocomplejo turístico, con hostería, camping, museo his-tórico y una importante estación de piscicultura ycría de salmónidos.

Valles fluviales inundados (rías): los estua-rios de los ríos Santa Cruz y Coig

Los valles de los ríos Santa Cruz (Fig. 38) yCoig (Fig. 39), en toda su extensión dentro del ámbi-to de las Hojas y más allá de ellas, tienen importanteinterés científico y didáctico para el estudio de laevolución geomorfológica de antiguos valles fluvia-les actualmente convertidos en estuarios (rías) porla entrada de las aguas marinas y la instalación enellos de un régimen de características macromarealespor la amplitud y magnitud de las mareas.

La ría de Santa Cruz, ya bautizada así por JuanRodríguez Serrano, de la expedición de Hernandode Magallanes en 1520, tiene una longitud total demás de 50 km, de los cuales los 19 km distales has-ta su boca en el paraje llamado punta Entrada (Fig.35) se encuentran dentro de la Hoja Puerto SantaCruz.

Tiene gran valor geomorfológico ya que se re-conocen diversas geoformas, tales como dos ciclosde planicies de marea, numerosos bancos e islas(como la isla Leones con una importante área denidificación de aves marinas), acantilados inactivosen la margen sur de la ría, y varios niveles de anti-guas playas ascendidas, representadas por numero-sas paleolíneas de costa o cordones litorales, princi-palmente en la margen norte.

Una colonia de pingüinos de Magallanes en puntaEntrada (Fig. 35), así como numerosos parajes ap-


tos para la pesca deportiva, completan el interés tu-rístico del sitio.

Con características similares, pero de tamañomás reducido, se encuentra al sur de la comarca laangosta ría Coig, también de gran interés geomor-fológico, tanto científico como didáctico. Fue asien-to de una población, Puerto Coig, que llegó a tenerunas 20 viviendas, policía y estafeta postal, pero queen la actualidad está deshabitada.

Terrazas fluviales y marinas, espigas, cordoneslitorales, planicies de mareas, bancos e islas de gra-vas y acantilados activos e inactivos, son algunas delas geoformas reconocibles en la ría.

Perfil del cerro Monte León

Situado dentro del ámbito del nuevo ParqueNacional Monte León, se trata del perfil más com-pleto de la Formación Monte León (unos 25 m) y dela Formación Santa Cruz (250 m) en todo el ámbitode las Hojas (Fig. 24).

Si bien la base del perfil en la ladera austral delcerro se halla en gran parte cubierta por materialesmodernos de acarreo, la sección puede completarseen los acantilados costeros, y en especial en la puntaconocida como la Cabeza del León (Fig. 8), dondeestá muy bien expuesta la Formación Monte León,con lo que el espesor reconocible de esa unidad lle-ga a los 100 metros. El techo del perfil se tiene en lacima del Monte León, que con 337 m constituye unremanente de erosión de la alta planicie mesetifor-me conocida como pampa de Monte León (Fig. 23).

La parte más baja del perfil está constituida porlos afloramientos de la Formación Monte León, queintegran pequeñas mesetas de colores dominantescastaños, amarillentos y grises claros, bastante cu-biertas por su propio regolito, o bien asoman en for-ma notoria en los acantilados marinos verticales.Presentan paisajes tipo badlands en muchos secto-res, la parte más espesa de la sección está com-puesta por los depósitos santacrucenses, integradospor limolitas, arcilitas, areniscas y piroclastitas finasde coloraciones grises, amarillentas y castañas (Figs.24 y 25).

Sector de la punta Entrada (monte Entra-da)

Ubicado en el extremo suroriental de la ría deSanta Cruz, es una de las clásicas localidades parael conocimiento de la Formación Monte León, y paraalgunos autores, el perfil tipo de la unidad o de algu-

no de sus miembros (como el miembro Punta Entra-da), por lo que es alto su valor estratigráfico (Fig. 3).También se destaca desde el punto de vista paleon-tológico por haber sido un sitio de recolección demega y microfósiles marinos ya desde las primerasinvestigaciones en el siglo XIX.

Geomorfológicamente, se reconocen acantiladosinactivos en la margen sur de la ría, como por ejem-plo en el puerto de Punta Quilla, o activos en el sec-tor abierto al océano Atlántico. Asimismo, en la mis-ma punta Entrada (foto 32) se observa una espigatriangular formada por coalescencia de cordones li-torales psefíticos correspondientes a antiguas pla-yas, hoy ascendidas.

En los depósitos de gravas, en parte cubiertospor pequeñas dunas, se localiza una conocidapingüinera, lo que añade interés turístico al sitio.

Las terrazas del río Santa Cruz

El valle del río Santa Cruz, el curso de agua másimportante de la provincia y de la Patagonia australpor su caudal, cuyos tramos medio e inferior se en-cuentran dentro del ámbito de las Hojas, tiene im-portante interés científico y didáctico, a nivel provin-cial y nacional.

En efecto, es muy apropiado para el estudio dela evolución de un gran valle fluvial de un río actual-mente desproporcionado en menos, en el que se hareconocido un complejo sistema de niveles de depó-sitos fluviales aterrazados antiguos que constituyenun conjunto muy bien desarrollado de terrazas flu-viales. A partir de los estudios regionales, se han iden-tificado un total de 8 niveles genética yevolutivamente relacionados entre sí (Figs. 6 y 29).

Asimismo, se ha establecido la existencia de ungran paleodelta en la desembocadura de los ríos SantaCruz y Chico, sobreelevado en la actualidad, queadquirió gran desarrollo y estuvo activo durante buenaparte del Plioceno

Bajo de las lagunas del Puesto, Salada yVerde

Este amplio sector (Fig. 14) es el punto topográ-ficamente más deprimido de las Hojas (-70 m bajoel nivel del mar). Reviste un importante valor pa-leontológico y sedimentológico para el estudio faunís-tico y ambiental de las sedimentitas marinas de laFormación Monte León, así como también tiene in-terés geomorfológico, desde el punto de vista cientí-fico y didáctico, para el análisis de la génesis y evo-


lución de una importante y profunda depresiónendorreica.

Perfil del cañadón Chikurik Aike

En la margen oeste del cañadón Chikurik Aike,gran colector troncal que drena la pampa Alta y des-emboca en el río Santa Cruz, se encuentra uno de

los perfiles más completos (58 m visibles) de la For-mación Santa Cruz en la margen izquierda (norte)del valle del río del mismo nombre. El mismo fue yaconsiderado por Panza et al. (2005), ya que la sec-ción está ubicada en la zona limítrofe entre las Ho-jas Puerto Coig y Laguna Grande, a 3 km de la rutaprovincial 17, en las coordenadas 50°00’ de latitudsur y 69°30´ de longitud oeste.


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Entregada en noviembre de 2008Validada en agosto de 2009

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